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Full text of "Jahrbuch der Kais. Kön. Geologischen Reichs-Anstalt"

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JAHRBUCH 


DER 


KAISERLTCH-KÖNIGLTCHEN 


Gl! 


LTV.  BAND  1904. 


Mit  16  Tafeln. 


Wien,  1905. 

Verlag-  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt. 


In  Kommission  bei  R.  Lechner  (Wilh.  Müller),  k.  u.  k.  Hofbuckkaudlunj 

I.,  GraLen  31. 


Die  Autoren  allein  sind  für  den  Inhalt  ihrer  Mitteilungen  verantwortlich. 


Inhalt. 


Seite 
Personalstand  der  k.  k.  geologischen  Reicksanstalt  (20.  Februar  1905)  ...         V 
Korrespondenten  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt VIII 


Heft  1. 

Geologische  Beobachtungen  auf  einer  Reise  in  die  Gegend  von  Silistria  und 
in  die  Dobrudscha  im  Jahre  1892.  Von  Franz  Toula.  Mit  drei 
lithographierten  Tafeln  (Nr.  I — III)  und  19  Textfiguren 1 

Über  Gesteine  der  Rrixener  Masse   und  ihrer  Randbildungen.    Von  Dr.  W. 

Petrascheck.  Mit  einer  Tafel  (Nr.  IV)  und  einer  Textfigur     ...        47 

Einige  neue  Fossilienfundorte   in  der   ostböhmischen  Kreideformation.     Von 

Jaroslav  J.  Jahn      75 

Studien  über  die  Inntalterrassen.   Von  Dr.  0.  Ampferer.    Mit  einer  Tafel 

(Nr.  V)  und  17  Zinkotypien  im  Text 91 

Über  eine  neue  Krabbe  (Cancer  Biltneri  n.  sp.)  aus  dem  miozänen  Sand- 
steine von  Kalksburg  bei  Wien.  Von  Franz  Toula.  Mit  fünf  Text- 
figuren       161 


Heft  2. 

Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  Von  K.  Richter. 

Mit  drei  Zinkotypien  im  Text 169 

Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  Von  Dr.  Fritz  v.  Kern  er. 
Mit  einer  geologischen  Karte  in  Farbendruck  und  zwei  Profiltafeln 
(Nr.  VI  [I]— VIII  [III]) 215 


Heft  3  und  4. 

Die  Neokombildungen  bei  Kaltenleutgeben.  Von  P.  Steph.  Richarz.  S.  V.  D. 
Mit  einer  lithographierten  Tafel  (Nr.  IX)  und  zwei  Zinkotypien  im 
Text 343 

Kritische  Besprechung  einiger  im  Verlaufe  der  letzten  Jahre  erschienenen 
Arbeiten  über  Fucoiden.  Von  Theodor  Fuchs.  Mit  einer  Lichtdruck- 
tafel (Nr.  X) 359 

Das  Grundgebirge   im   Kartenblatte   St.  Polten.    Von   Dr.  Franz  E.  Suess. 

Mit  zwei  Zinkotypien  im  Text 389 


IV 

Seite 
Über  Perthitfeldspäte  aus  kristallinischen  Schiefergesteinen.  Von  Dr.  Franz 
E.  Suess.    Mit  einer  Lichtdrucktafel  (Nr.  XI)  und  fünf  Zinkotypien 

im  Text 417 

Geologisch-petrographische  Mitteilungen  aus  dem  Gebiete  des  Kartenblattes 
Böhm.-Leipa  und  Dauba,  Zone  3,  Kol.  XI  der  österr.  Spezialkarte.  Von 
H.  V.  Grab  er  in  Böhm.-Leipa.  Mit  drei  Zinkotypien  im  Text  ...  431 
Das  Verbreitungsgebiet  der  Prominaschichten  im  Kartenblatte  Novigrad  — 
Benkovac  (Norddalmatien).  Von  R.  J.  Schubert.  Mit  einer  geo- 
logischen Übersichtskarte  (Tafel  Nr.  XII)      461 

Zur  neuesten  Literatur  über  das  höhmisch-schlesische  Grenzgebiet.  Von  Dr.  W. 

Petrascheck.  Mit  zwei  Zinkotypien  im  Text 511 

Die  kristallinen  Alpen  des  Ultentales.  II.  Das  Gebirge  nördlich  der  Faltschauer. 
Von  Dr.  W.  Hammer.  Mit  einer  Tafel  (Nr.  XIII)  und  13  Zinkotypien 
im  Text 541 

Beitrag  zur  Säugetierfauna  von  Leoben.  Von  A.  Ho  ('mann  und  A .  Z d a r s k y. 

Mit  drei  Lichtdrucktafeln  (Nr.  XIV-XVI) 577 

Beiträge  zur  Kenntnis  der  geologischen  Verhältnisse  Ostböhmens.  II.  Teil. 
Das  kristallinische  Gebiet  bei  Reichenau  a.  d.  Kn.,  Blatt  Reichenau — 
Tynist,  Zone  5,  Kol.  XIV.   Von  Dr.  Karl  Hinterlechner    .    .    .    .      595 


Verzeichnis  der  Tafeln: 

Tafel  Seite 

I— III      zu:  Franz  Toula:   Geologische  Beobachtungen   auf  einer   Reise 

in  die  Dobrudscha 1 

IV  zu:  Dr.  W.  Petrascheck:  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse 

und  ihrer  Randbildungen 47 

V  zu:  Dr.  0.  Ampferer:  Studien  über  die  Inntalterrasseu    .    .    .      161 
VI — VIII   zu:  Dr.   F.    v.   Kerner:    Geologische   Beschreibung   der   Mosor 

planina 215 

IX  zu:  P.    Stepban   Richarz:     Neokombildungen    bei    Kaltenleut- 

gebeu 343 

X  zu:  Theodor  Fuchs:    Kritische   Besprechung   einiger    Arbeiten 

über  Fucoiden 359 

I  XI        zu:  Dr.  F.  E.  Suess:  Über  Perthitfeldspäte 417 

XII        zu:  R.   J.    Schubert:    Das   Verbreitungsgebiet  der  Promina- 
schichten im  Blatte  Novigrad — Benkovac 461 

XIII       zu:  Dr.  W.  Hammer:   Die  kiistalliuen  Alpen  des  Ultentales    .  541 
XIV — XVI  zu:  A.  Hof  mann   und   A.  Zdarsky:    Beitrag    zur   Säugetier- 
fauna von  Leoben 5  7 


Pir  ** 


«t 


Personalstand 

der 

k.  k.  geologischen   Reichsanstalt. 


Direktor : 

Tietze  Emil,  Ritter  des  österr.  kaiserl.  Ordens  der  Eisernen  Krone 
III.  Kl.,  Besitzer  des  kaiserl.  russischen  Set.  Stanislausordens 
IL  Kl.  und  des  Komturkreuzes  II.  Kl.  des  königl.  schwedischen 
Nordsternordens,  Ritter  des  königl.  portugiesischen  Set.  Jakobs- 
ordens und  des  montenegrinischen  Daniloordens,  Phil.  Dr.,  k.  k. 
Hofrat ,  Mitglied  der  kaiserl.  Leop.  Carol.  deutschen  Aka- 
demie der  Naturforscher  in  Halle,  Präsident  der  k.  k.  Geogra- 
phischen Gesellschaft  in  Wien,  Ehrenmitglied  der  Societe  geo- 
logique  de  Belgique  in  Lüttich,  der  königl.  serbischen  Akademie 
der  Wissenschaften  in  Belgrad,  der  uralischen  Gesellschaft  von 
Freunden  der  Naturwissenschaften  in  Jekaterinenburg,  der  Gesell- 
schaft für  Erdkunde  in  Berlin,  der  rumänischen  Geographischen 
Gesellschaft  in  Bukarest  und  der  schlesischen  Gesellschaft  für 
vaterländische  Kultur  in  Breslau,  korrespondierendes  Mitglied 
der  Geological  Society  of  London,  der  Societe  Beige  de  Geologie, 
de  Paläontologie  et  d 'Hydrologie  in  Brüssel,  der  Geographischen 
Gesellschaft  in  Leipzig  etc.,  III.,  Hauptstraße  Nr.  6. 

Vizedirektor : 

Vacek  Michael,  III.,  Erdbergerlände  Nr.  4. 

Chefgeologen: 

Teller  Friedrich,  Phil.  Dr.  hon.  causa,  k.  k.  Bergrat,  korr.  Mitglied 
der  kais.  Akademie  der  Wissenschaften,  III.,  Kollergasse  Nr.  6. 

Geyer  Georg,  III.,  Hoernesgasse  Nr.  9. 

Bukowski  Gejza  v.,  III.,  Hansalgasse  Nr.  3. 

Rosiwal  August,  a.  o.  Professor  an  der  k.  k.  Technischen  Hochschule, 
III.,  Bechardgasse  Nr.  10. 


VI 

Vorstand  des  chemischen  Laboratoriums: 

John  von  Johnesberg  Konrad,  k.  k.  Regierungsrat,  Mitglied  der 
kaiserl.  Leop.  Carol.  deutschen  Akademie  der  Naturforscher  in 
Halle,  korr.  Mitglied  der  Gesellschaft  zur  örderung  deutsche- 
Wissenschaft,  Kunst  und  Literatur  in  Böhmen  etc.,  IL,  Paffrath- 
gasse  Nr.  6. 

Geologe: 

I)  reg  er  Julius,  Phil.  Dr.,  III.,  Ungargasse  Nr.  63. 

Chemiker : 

Eichleiter  Friedrich,  III.,   Seidigasse  Nr.  37. 

Adjunkten : 

Kerner  von  M a r i  1  a u n  Fritz,  Med.  U.  Dr.,  XIII. ,  Penzingerstraße 

Nr.  78. 
Suess  Franz  Eduard,  Phil.  Dr.,  Privatdozent  an  der  k.  k.  Universität, 

IL,  Afrikanergasse  Nr.  9. 
K  o  s  s  m  a  t  Franz,    Phil.  Dr.,   Privatdozent  an  der  k.  k.  Universität, 

III.,  Metternichgasse  Nr.  5. 
Abel  Othenio,  Phil.  Dr.,  Honorardozent  an  der  k.  k.  Universität,  korr. 

Mitglied  der  Soc.  Beige  de  Geologie,  de  Paläontologie  et  d'Hydro- 

logie  in  Brüssel,   XIII.,  Jenullgasse  Nr.  2. 
Hin terle  ebner  Karl,  Phil.  Dr.,  XVIIL,  Klostergasse  Nr.  37. 

Bibliothekar: 

Matosch  Anton,  Phil.  Dr.,  III.,  Hauptstraße  Nr.  33. 

Assistenten : 

Hammer  Wilhelm,  Phil.  Dr.,  III.,  Blattgaese  Nr.  8. 
Schubert  Richard  Johann,  Phil.  Dr.,  III.,  Rasumofskygasse  Nr.  2. 
Waagen  Lukas,  Phil.  Dr.,  III.,  Sophienbrückengasse  Nr.  10. 
Ampferer  Otto,  Phil.  Dr.,  XVIIL,  Haizingerstraße  Nr.  49. 
Petrascheck  Wilhelm,  Phil.  Dr.,  III.,  Geusaugasse  Nr.  31. 

Praktikanten : 

Trener  Giovanni  Battista,  Phil.  Dr.,  III.,  Untere  Viaduktgasse  Nr.  1. 
Ohnesorge  Theodor,  Phil.  Dr.,  III.,  Geusaugasse  Nr.  43. 


VII 


Für  das  Museum: 

Zelfzko  Johann,  Amtsassistent,  III.,  Löwengasse  Nr.  37. 

Für  die  Kartensammlung : 

Zeichner: 

Jahn  Eduard,  Besitzer  des  goldenen  Verdienstkreuzes  mit  der  Krone, 

III.,  Messenhausergasse  Nr.  8. 
Skala  Guido,  III,  Hauptstraße  Nr.  81. 
Lauf  Oskar,  VII.,  Kaiserstraße  Nr.  8. 

Für  die  Kanzlei: 

Girardi  Ernst,  k.  k.  Rechnungsrat,  III.,  Marxergasse  Nr.  23. 

In  zeitlicher  Verwendung: 

Frenz  1  Olga,  III.,  Eslarngasse  Nr.  8. 


Diener : 

Erster   Amtsdiener:    Schreiner  Rudolf,  ' 

Besitzer  des  silbernen  Verdienstkreuzes  mit 

der  Krone 
Laborant:  Kalunder  Franz 
Zweiter  Amtsdiener:  Palme  Franz 
Dritter  Amtsdiener:  Ulbing  Johann 
Präparator:  Spatny  Franz 
Amtsdienergehilfe  für  das  Laboratorium : 

Felix  Johann 
Amtsdienergehilfe   für  das  Museum: 

Kreyöa  Alois 


III.,  Rasumofsky- 
gasse  Nr.  23  u.  25. 


Portier : 

Schmid  Josef,  k.  u.  k.  Invaliden-Feldwebel,  III.,  Hauptstraße  Nr.  1, 


VIII 


Korrespondenten 

der 

k.  k.  geologischen  Reichsanstalt 
1902-1904. 

Johann    Krahuletz,    k.  k.  Aichmeister  i.    P.    und    Vorstand    des 
städtischen  Museums  in  Eggenburg,  Niederösterreich. 

Dr.  Karl  Hintze,   Professor  der   Mineralogie    an  der   kgl.  Univer- 
sität in  Breslau. 

Dr.  Anton  Rzehak,   a.  o.  Professor   an  der  k.  k.  deutschen  tech- 
nischen Hochschule  in  Brunn. 


Lusgegeben  am  15.  September  1901. 


JAHRBUCH 


DER 


KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


JAHRGANG   1904.   LIV.  BAND. 

1.  Heft. 


VÖ#-  -+QJ 


'6 


5)( 


Wien,   1904. 
Verlag  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt. 

In   Kommission   bei  R.   Lechner  (Wilh.   Müller),   k.  u.  k.   Hofbuchhandlung. 

I.,  Graben  31. 


Geologische  Beobachtungen  auf  einer  Reise  in 

die  Gegend  von  Silistria  und  in  die  Dobrudscha 

im  Jahre  1892. 

Von  Franz  Toula. 

Mit  3  lithographierten  Tafeln  (Nr.  I— III)  und  19  Textfiguren. 

Der  erste,  welcher  in  neuerer  Zeit  auf  die  Wichtigkeit  von 
Untersuchungen  über  die  .geologische  Beschaffenheit  der  südlich  von 
der  unteren  Donau  gelegenen  Länder  und  deren  Gebirge  hingewiesen 
hat,  war  Karl  F.  Peters.  In  einem  kurzen  Aufsatze  „Über  die 
Bedeutung  der  Balkanhalbinsel  als  Festland  in  der  Liasperiode" 
(Sitzungsber.  d.  Wiener  Akad.  d.  Wissensch.,  19.  Nov.  1863)  hat  er 
die  Aufmerksamkeit  der  kais.  Akademie  auf  jene  Gebiete  gelenkt 
und  erreichte  damit,  daß  ihm  der  Auftrag  zuteil  wurde,  die  Lösung 
der  offenen  Fragen  in  Angriff  zu  nehmen  und  zu  erheben,  ob  und 
inwieweit  die  geologischen  Formationen  jener  Länder  in  der  Tat 
„denselben  Charakter  an  sich  tragen",  der  die  „Alpen-  und  Karpathen- 
distrikte  so  auffallend  von  den  westeuropäischen  Ländern  scheidet". 
Er  durfte  es  damals  noch  unangefochten  aussprechen,  daß  diese  Er- 
hebungen „eine  natürliche  Aufgabe  österreichischer  Geologen  seien". 

Peters  wählte  sich  die  östlichen  Landstriche  am  Schwarzen 
Meere  zum  Ausgange  seiner  Studien  und  schenkte  uns  darüber  seine 
„Grundlinien  zur  Geographie  und  Geologie  der  Dobrudscha",  ein 
Werk,  auf  das  wir  österreichischen  Geologen  immer  mit  berechtigtem 
Stolze  blicken  werden,  da  es  trotz  der  einen  und  anderen  Ergänzung 
und  Veränderung  der  Auffassung  mustergültig  geblieben  ist. 

Und  doch  war  die  Wahl  für  den  zu  erreichenden  Zweck  eigent- 
lich eine  nicht  ganz  glückliche,  denn  das  kleine  Inselgebirge  spielt 
eine  ganz  absonderliche  Rolle  sowohl  dem  Karpathen-  als  dem 
Balkansystem  gegenüber;  es  ist,  wie  sich  Suess  (Antlitz  der  Erde 
I,  S.  613  [1885])  ausdrückte,  „ein  ganz  unaufgeklärtes  Rätsel",  da 
es  seiner  Entstehung  nach  viel  älter  ist  sowohl  als  die  genannten 
Systeme  als  auch  der  Kaukasus,  trotz  der  „kaukasischen"  Streichungs- 
richtung. Es  zeigt  dies  nur  aufs  neue,  wie  wenig  unter  Umständen 
solche  tektonische  Erscheinungen  benutzbar  sein  können  und  wie 
verwirrend  es  sein  kann,  solche  Übereinstimmungen  besonders  zu 
betonen. 

Peters  verbrauchte  seine  Kraft  an  der  hochinteressanten 
kleinen    und    alten    Gebirgsscholle,    seine    Gesundheit    wurde    unter- 

airbiVi  d    k.  k.  ge >1.  R^ictuaustalt,  19M    H    Band,  1.   Heft.  (F.  Toula.)  1 


Franz  Toula. 


[2] 


graben  und  an  eine  Fortsetzung  seiner  Aufnahmsarbeiten  konnte 
fürderhin  nicht  gedacht  werden. 

Erst  ziemlich  lange  nach  v.  Hochstetters  erfolgreicher  Reise 
nach  Mösien,  Rumelien  und  Thrakien  im  Jahre  1869  *)  gelang  es  mir, 
meinen  Lehrer  und  ehemaligen  Vorstand  Prof.  Dr.  Ferd.  v.  Hoch- 
stetter  zu  bewegen,  das  Interesse  der  kais.  Akademie  der  Wissen- 
schaften in  Wien  für  die  Fortsetzung  der  von  Peters  so  erfolgreich 
inaugurierten  Untersuchungen  zu  bestimmen,  und  ich  erhielt  im  Jahre 
1875  in  der  Tat  den  ehrenvollen  Auftrag,  nach  dem  von  mir  ent- 
worfenen Plane  eine  „geologische  Durchforschung  des  Balkangebietes" 
in  Angriff  zu  nehmen  und  im  westlichen  Balkan  zu  beginnen  (1875 
und  1880),  welche  herrliche  Aufgabe  ich  nach  dem  vorzeitigen  Hin- 
gange des  Förderers  derselben  (v.  Hochstetter  starb  1883)  mit 
Unterstützung  der  Boue-Kommission  der  kais.  Akademie  (1884)  und 
des  Unterrichtsministeriums  (1884,  1888  und  1890)  glücklich  zum 
Abschlüsse  bringen  konnte.  Ohne  die  Förderung  von  Seiten  des 
Ministeriums  wäre  die  Untersuchung  des  zentralen  Balkans,  sowie 
jene  des  östlichen  Teiles  dieses  Gebirges,  unmöglich  geworden  und 
meine  Arbeit  ein  Torso  geblieben. 

Bei  dieser  Arbeit  stellte  sich  die  Wichtigkeit  heraus,  welche  es 
für  mich  haben  mußte,  auch  die  benachbarten  Gebirge  einer  ver- 
gleichenden Untersuchung  zu  unterziehen,  und  war  es  auch  in  diesem 
Falle  das  k.  k.  Unterrichtsministerium,  welches  mir  diese  Studien 
auszuführen  ermöglichte,  wogegen  ich  meine  gesamten,  auf  den 
Balkanreisen  gemachten  Aufsammlungen  dem  hohen  Ministerium 
behufs  Übergabe  an  das  k.  k.  naturhistorische  Hofmuseum    überließ. 

Auf  diese  Weise  wurde  es  mir  auch  möglich  gemacht,  die 
Dobrudscha  zu  durchreisen,  den  Jaila  Dagh  in  der  Krim  kennen 
zu  lernen,  sowie  an  der  unteren  Donau  und  in  den  Ostkarpathen 
Studien  anzustellen.  Bei  meiner  Bereisung  des  transsylvanischen 
Gebirges  erfreute  ich  mich  außerdem  eines  Zuschusses  von  Seiten 
des  königlich  rumänischen  Domänenministeriums.  Meine  weiter  aus- 
blickenden Arbeiten  in  Kleinasien  1895  wurden  mir  durch  ver- 
schiedene Umstände  nach  einem  in  wissenschaftlicher  Beziehung 
nicht  unerfreulichen  Beginn  verleidet. 

Im  nachfolgenden  beginne  ich  mit  der  Bearbeitung  der  reich- 
haltigen und  mannigfaltigen  Aufsammlungen,  welche  ich  während 
dieser  Reisen  zusammenzubringen  imstande  war.  Die  Materialien  der 
kleinasiatischen  Reisen  sind  bereits  bearbeitet.  (Beiträge  zur  Palä- 
ontologie und  Geologie  Österreich-Ungarns  und  des  Orients.  X.  1896 
und  XII.  Bd.  1900.) 

Eine  Schilderung  meiner  Reisewege  in  der  Dobrudscha  gab  ich 
in  einem  Vortrage  im  Vereine  zur  Verbreitung  naturwissenschaftlicher 
Kenntnisse  in  Wien  (8.  März  1893). 


*)  Die  ersten  Meldungen  finden  sich  in  den  Verhandlungen  der  k.  k.  geol. 
R.-A.  1869,  S.  285  u.  S.  352 — 356,  während  die  beiden  aufs  neue  bahnbrechenden 
Abhandlungen  in  den  Jahrbüchern  dieser  Anstalt  erschienen:  1870,  S.  265—461 
und  1872,    S.  331-388. 


[3]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  3 

Im  nachfolgenden  werde  ich  nach  den  Aufzeichnungen  des 
Reisetagebuches  und  nach  Durcharbeitung  der  gemachten  Aufsamm- 
lungen die  Ergebnisse  darzulegen  versuchen,  wobei  ich  sofort  unum- 
wunden erkläre,  daß  ich  die  Peter s'schen  Darlegungen  in  den  weit- 
aus vorherrschenden  Fällen  als  vollkommen  richtig  und  zutreffend 
zu  bestätigen  habe.  Die  Angaben  der  geologischen  Karte  sind  von 
einer  fast  durchweg  mustergültigen  Schärfe  und  Genauigkeit  und 
nur  intensive  Detailarbeit  könnte  die  von  ihm  gemachten  Angaben 
vertiefen  und  verbreitern. 

Diese  Aufgabe  hatte  ich  mir  von  vornherein  nicht  gestellt  und 
bei  der  Kürze  der  für  meine  Besichtigungen  zur  Verfügung  stehenden 
Zeit  —  es  waren  nur  wenige  Wochen  —  wäre  dies  auch  ganz  und 
gar  unmöglich  gewesen  und  mußte  ich  mich  darauf  beschränken,  die 
zu  einer  schließlichen  zusammenfassenden  und  vergleichenden  Studie 
nötigen  eigenen  Beobachtungen  anzustellen. 

Nach  mir  wurde  die  Dobrudscha  mehrfach  besucht,  so  von  den 
Herren  V.  Anastasi u,  Dr.  Redlich  und  von  Kustos  E.  Kittl. 

Meine  Reisen  in  die  Dobrudscha  trat  ich  von  Rustschuk  aus  an, 
wo  mir  von  Seiten  des  Brunnenbauunternehmers  F.  Brocks  mehr- 
fache Freundlichkeit  erwiesen  wurde.  Diesem  Herrn  verdanke  ich 
auch  die  Mitteilung,  daß  im  Kanal  von  Giurgewo  zwei  Meter  unter 
dem  Nullwasserstande  dieselben  Requinienkalke  anstehend  gefunden 
wurden,  wie  ich  sie  am  Gestade  von  Rustschuk  angetroffen  habe.  Ich 
fand  bei  Giurgewo  zwar  keine  Fossilien,  doch  ist  der  petrographische 
Charakter  des  Gesteines  in  der  Tat  in  schönster  Übereinstimmung  mit 
jenem  bei  Rustschuk. 


1.    Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria. 

(Fig.  1.) 

Auf  der  Fahrt  nach  Silistria  sieht  man  am  rechten  Steilufer  der 
Donau  an  zwei  Stellen  horizontal  gelagerte  Kalkbänke  mit  mürben 
Zwischenmitteln,  und  zwar  zuerst  etwa  auf  halbem  Wege  zwischen 
Tutrokan  (Turtu  Kai)  und  Silistria  und  bald  darauf  vor  Popina,  wo 
zu  oberst  eine  weiße  Kalkbank  zu  liegen  scheint.  Es  werden  dies 
wohl  Anzeichen  einer  Fortsetzung  der  Rustschuker  Kreidetafel  gegen 
Osten  sein,  deren  Vorkommen  bei  Silistria  selbst,  und  zwar  südlich 
davon,  ich  bald  sicherstellen  konnte.  Vor  Popina  ist  das  Steilufer 
besonders  hoch  und  gleichfalls  horizontal  geschichtet  unter  den  die 
Höhe  einnehmenden  schönen  Tumulis. 

Ob  diese  Kreidetafel  oberhalb  Silistria  gleichfalls  eine  jüngere 
Decke  trägt  (unter  den  Lößbildungen),  wird  noch  sicherzustellen  sein. 

Als  Bausteine  fand  ich  in  Silistria  helle  oolithische  Kalke 
in  Anwendung  neben  dichten  Nerineenkalken.  Die  ersteren  sind  reich 
an  zum  Teil  stark  abgerollten,  zum  Teil  aber  doch  sehr  wohlerhaltenen 
kleinen  Fossilien,  die  sich  aus  dem  weniger  festgebundenen  Material 
leicht  herausbringen  lassen.  Von  den  durchweg  sehr  kleinen  Dingen 
sind  die  überaus  spärlichen  und  abgescheuerten  Orbitolinen  das  be- 
zeichnendste,   so  daß   kein  Zweifel   bestehen   kann,   daß   man   es  mit 

1* 


Franz  Toula. 


W 


ganz  ähnlichen  Gesteinen  zu  tun  habe,  wie  sie  in  der  Nähe  von  Rus- 
tschuk  in  den  Steinbrüchen  am  Lom  so  schön  aufgeschlossen  vorliegen. 
Außerdem  fand  ich  in  dem  Probestück  Reste  von  walzlichästigen 
Bryozoenstöckchen,  kleine  Gastropoden,  winzige  Bivalven  und  ebenso 
winzige  Terebrateln  (Taf.  I,  Fig.  9).  Auch  spätige  Stückchen  (Reste 
von  Echinidenstacheln)  sind  hie  und  da  sichtbar.  Die  walzlichästigen 
Bryozoen  erinnern  mit  ihren  einfachen,  in  Quinkunx  stehenden 
Grübchen   an   gewisse  Vincularia-F ormen,   zum  Beispiel  an   V.  dubia 


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30  Werst 


Fig.  1. 


cPOrb.  (Pal.  fran^.  Ten.  Cret.,  Taf.  601,  Fig.  14  und  15);  feinere 
Details  sind  verwischt. 

Mehrere  sehr  kleine  Scheibchen  (1-5— 2*4  mm  Durchmesser) 
mit  sehr  zierlicher  fünfzähliger  Furchung  und  kleinen  zentralen 
Knötchen  dürfen  wohl  als  Steinkerne  winziger  Echiniden,  ähnlich 
etwa  mit  Discoidea  subuculus  Klein  (Galerites  subuculus  Quenst.),  ge- 
deutet werden. 

Im  Nerineenkalk  der  Bausteine  von  Silistria  findet  sich  der 
Steinkern  einer  hochgewundenen  Nerinea,  welche  in  der  Form  der 
Einschnürung  und  nach  dem  Querschnitte  der  Umgänge  an  Nerinea 
Crozetensis    Pictet    et    Camp,    von    St.    Croix    (Taf.  LXVI1I,    Fig.  3) 


[5]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  5 

erinnert,    also    in    dieselbe    Gruppe    mit   Nerinea    Coquandana   d'Orb. 
(ebenda  Taf.  LXII,  Fig.  1)  aus  dem  Urgon  zu  stellen  sein  dürfte. 

Außerdem  liegen  zwei  Gastropoden  in  verhältnismäßig  wohl- 
ausgeprägten  Abdrücken  vor.  Der  eine  Abdruck  ist  hochgewunden 
und  hat  eine  an  Fusus  oder  Murex  erinnernde  Skulptur  mit  kräftigen, 
etwas  schräg  stehenden  Querwülsten  und  scharf  ausgeprägten  Spiral- 
linien, der  zweite  stammt  von  einer  ovalen  Schale  mit  großem  letzten, 
schön  gerundeten  Umgang  und  scharf  und  etwas  treppenförmig  ab- 
gesetzten Windungen,  von  welchen  sechs  erkennbar  sind  In  der 
Spindel  erscheint  die  ganz  glatte  Schale  etwas  ausgezogen,  ähnlich 
so  wie  es  Quenstedt  (Gastropoden  Taf.  202,  Fig.  116)  von  Actaeon 
Staszycii  zeichnet.  Auch  die  Form  der  Außenlippe  hat  Ähnlichkeit. 
Man  könnte  auch  vielleicht  an  Tylostoma  denken.  Ob  jene  Bau- 
steine aus  der  Gegend  von  Silistria  stammen,  ist  nicht  sicher,  obwohl 
ich  dieselben  Kalke  südlich  von  Silistria  wiedergesehen  habe.  Es 
wäre  aber  sehr  leicht  möglich,  daß  sie  den  großen  Steinbrüchen  bei 
Rustschuk  entnommen  sind,  deren  Material  leicht  verfrachtet  werden 
kann  und  auch  tatsächlich  verfrachtet  wird. 


Fig.  2. 

Östlich  von  Silistria,  gleich  außerhalb  der  Stadt,  und  ganz 
nahe  an  der  Grenze  von  Rumänien  befindet  sich  ein  Aufschluß  in 
offenbar  jungtertiären  Ablagerungen. 

Zu  oberst  liegt  (Fig.  2)  ein  mergeliger  Lehm  (1.),  darunter 
(zirka  08  m)  gelbe  mürbe  Mergel  (2.),  dann  0*8  m  blaugraue  sandig- 
tonige,  im  Aussehen  an  den  Silt  erinnernde  Ablagerungen  mit  kleinen 
Konkretionen  und  zahlreichen  ansehnlich  großen  Planorbis-  Schalen 
und  -Steinkernen  (3.),  darunter  lagert  12  m  mächtiger  gelber,  etwas 
toniger  Sand  (4.)  und  zu  unterst  liegt  der  verwendbare  gelbliche 
Sand  (5.),  der  undeutliche,  stark  verwitterte  Cardien.  enthält  und 
etwa  4  m  tief  aufgeschlossen  war.  Plattige  Konkretionen  sind  darin 
recht  häufig. 

Diese  Konkretionen  enthalten  stellenweise  eine  Menge  von 
Cardien,  vorwaltend  kleine  Formen  von  geringer  Höhe  (bis  7  mm)  und 
großer  Breite  (bis  11  mm)..  Die  rückwärtige  Hälfte  der  Schale  ist* 
ähnlich  so  wie  bei  gewissen  kleinen  Formen  von  Cardium  obsoletum 
(Taf.  I,  Fig.  5),  am  Stirnrande  gegen  rückwärts  etwas  verlängert, 
vorn  abgerundet.  Die  ganze  Schale  ist  gleichmäßig  mit  zarten  Radial- 
rippen und  mit  noch  zarteren  Anwachslinien  bedeckt.  Unter,  den  mir 
bekannt  gewordenen  Abbildungen  ist  jene  von  Cardium  .(Monodacna). 
simplex    Th.   Fuchs    aus    den    „Congerienschiehten    von    Radmanest 


6  Franz  Toula.  [6] 

im  Banate"  (Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1870,  S.  359,  Taf.  XV, 
Fig.  4 — 6)  am  ähnlichsten.  Unsere  Form  ist  nur  wenig  größer,  die 
Rippen  aber  sind  zarter.  Da  mir  nur  Steinkerne  und  Abdrücke  vor- 
liegen, kann  ich  an  keine  nähere  Bestimmung  denken.  Fuchs  er- 
wähnt, daß  Cardium  (Monodacna)  pseu'i ocatillus  Äbich  aus  dem  Kalk- 
steine von  Odessa  sich  durch  eine  bedeutendere  Ungieichseitigkeit 
von  Cardium  simplex  unterscheidet.  Eines  meiner  Stücke  unterscheidet 
sich  ebenfalls  durch  besonders  auffallende  Ungieichseitigkeit,  so  daß 
man  dabei  an  die  Odessaer  Form  denken  könnte.  Ein  Steinkern 
(Taf.  I,  Fig.  6)  ist  22  mm  breit  und  14  mm  hoch,  also  ziemlich  genau 
doppelt  so  groß.  Stammt  wohl  aus  naher  Verwandtschaft.  Ein  anderer 
Steinkern  ist  leider  auf  der  rückwärtigen  Seite  abgebrochen.  Er 
stammt  von  einer  viel  stärker  gewölbten  Form  her.  Die  Steinkern- 
höhe einer  Klappe  beträgt  über  21  mm.  Auch  hier  erscheint  eine 
ziemlich  gleichmäßige  Rippung.  Vielleicht  könnte  man  an  Cardium 
banaticum  Fuchs  erinnert  werden.  (Ebenda  Taf.  XV,  Fig.  9.) 

Diese  Vorkommnisse  erinnern  an  jene,  welche  Peters  (1.  c. 
S.  197)  in  der  Gegend  von  Rassova  an  der  Donau,  westlich  von 
Kokerlenj,  angetroffen  hat  und  welche  schon  Spratt  (Quart.  Journ. 
XVI,  1860,  S.  282)  erwähnt  hat  nach  Mitteilungen,  die  ihm  durch  Kapt. 
Lef  ord  geworden  sind,  und  welche  er  mit  den  von  ihm  am  Yalpuksee 
am  linken  Ufer  der  Donau  oberhalb  Ismail  gefundenen  verglichen  hat. 
In  der  Tat  beschreibt  er  ein  Profil  aus  der  Gegend  von  Bolgrod  (Bol- 
grad),  wo  offenbar  ganz  ähnliche  Sande  und  sandige  Mergel  mit  Süß- 
wasser-Schaltierresten, über  Sauden  und  Mergeln  mit  Cardien,  ver- 
zeichnet wurden.  Bei  „Inputsitza"  weiter  unterhalb  wurde  in  sandigen 
Mergeln,  über  »Cardium  oder  Didacna"  führenden  Lagen,  das  Vor- 
kommen von  Planorbis  corneus  und  Lymnaea  peregra,  Dreissena  poly- 
morpha  (nach  S.  P.  Woodwards  Bestimmung,  ebend.  S.  286)  an- 
geführt. 

Ich  führe  diese  Beobachtung  hier  an,  weil  Peters  („Grund- 
linien" II,  S.  53)  bei  der  Besprechung  der  „miocänen  Süßwasserstufe" 
aus  der  Gegend  von  Rassova  an  der  Donau  auf  die  Wahrscheinlichkeit 
hingewiesen  hat,  daß  gerade  bei  Silistria  bessere  Aufschlüsse  zu  er- 
hoffen seien.  Wie  diese  eine  von  mir  erbrachte  Beobachtung  zeigt, 
hat  Peters  ganz  richtig  geschlossen.  Solche  Aufschlüsse  werden  in  der 
weiteren  Umgebung  von  Silistria   gewiß  noch  manche  zu  finden  sein. 

Kapt.  Spratts  Mitteilungen  über  die  Freshwater-Deposits 
(Quart.  Journ.  XIII,  S.  204  u.  S.  312  und  XVI,  S.  281)  sind  noch 
immer  die  wichtigsten.  An  der  unteren  Donau  hat  er  solche  zum 
Beispiel  beschrieben  vom  Yalpuksee  östlich  von  der  Pruthmündung, 
wo  er  sie  in  Sandsteinen  und  sandigen  Mergeln  antraf  (1.  c.  XVI, 
S.  285  ff.).  In  einer  Liegendschichte  fanden  sich  auch  Cardien. 
Die  Ablagerungen  daselbst  scheinen  auch  petrographisch  jenen  von 
Silistria  ähnlich  zu  sein. 

Peters  führt  aus  der  Gegend  von  Rassova  an  der  Donau 
gegen  Kokerlenj,  hier  unter  Löß  und  Lokalschotter,  Sande  („Drift- 
bildung"  ?)  und  sandige  Mergeln  mit  Cyprisschälchen  an,  unter  welchen 
Sande  folgen,  die  er  mit  ungarischen  Congerienschichten  (von  Arpad 
bei  Fünfkircnen)  in  Vergleich  gebracht  hat. 


[7]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  7 

In  den  grauen,  f  einglimmerigen,  sandigen  Tonen 
von  Silistria  (3.)  liegen  Planorbis  -  Steinkerne  mit  stark  ver- 
witterten Schalenresten  in  großer  Zahl  vor;  es  sind  fast  durchweg 
große  Exemplare  (Taf.  I,  Fig.  1),  welche  in  den  meisten  Stücken 
auf  das  beste  mit  Planorbis  cornu  Brongniart  aus  dem  „Obermiocän" 
übereinstimmen.  (San  db  erger,  Land-  und  Süßwasserkonchylien, 
S.  577,  Taf.  XXVIII,  Fig.  18.)  Neumayr  hat  diese  Art  von  Miocic 
in  Dalmatien  aus  dem  Süßwassermergel  angeführt  (Jahrb.  d.  k.  k.  geol. 
R.-A.  1869,  XIX,  S.  366,  Taf.  12,  Fig.  21).  Unsere  Stücke  erreichen 
Schalendurchmesser  bis  über  30  mm. 

Neben  dieser  Art  finden  sich  auch  sehr  stark  aufgebläht  er- 
scheinende Stücke,  die  wohl  nur  durch  Druck  veränderte,  besonders 
große  Exemplare  vorstellen.  Außerdem  fand  sich  in  meinem  ziemlich 
reichlichen  Material  nur  noch  ein  einziges  Stück  einer  Lymnaea 
(Taf.  I,  Fig.  2),  ein  ziemlich  ansehnliches  Exemplar,  welches  jedoch 
zu  wenig  gut  erhalten  ist,  um  es  mit  Sicherheit  bestimmen  zu  können. 
Es  fällt  durch  die  schlanke  Schale  auf,  die  auch  im  letzten  Umgange 
keine  sonderliche  Aufblähung  erkennen  läßt. 

Das  Land  an  der  Grenze  ist  auf  der  Höhe,  bis  zu  80  in  über 
der  Donau,  tafelflach  und  mit  Lößlehm  überdeckt.  Bei  Birtschma 
(Burtschima  klang  der  Name),  etwa  10  km  im  SSO  von  Silistria, 
treten  unter  dem  Löß  und  Jungtertiär  —  gelbe  und  grauweiße  Sande, 
welche  in  den  oberen  Partien  reich  sind  an  Kalkkonkretionen  und 
mit  den  Ablagerungen  bei  Silistria  übereinstimmen  —  helle,  dichte, 
zum  Teil  porzellanartige  und  löcherige  Kalke  auf,  welche  in  den 
Tälern  gegen  Süd  und  Südost  beiderseits  Steilwände  bilden.  Sie  sind 
von  lichtgelblicher  Färbung  und  enthalten  in  den  unteren  Lagen 
große  Nerineen.  Ich  fand  nur  übersinterte  Steinkerne,  während  in 
den  oberen  Bänken  kleine  stumpfe  Nerineen  und  Bivalven  auftreten. 
Es  fand  sich  auch  ein  vereinzeltes  Kelchstück  einer  Koralle  von 
elliptischem  Querschnitt  mit  hoch  hinaufragenden  Sternleisten,  etwa 
44  an  der  Zahl,  und  einem  langgestreckten  hohlen  Mittelsäulchen. 
(Vgl.  Taf.  I,  Fig.  14.)  Sie  erinnert  an  die  von  Quenstedt  als 
Anthophißlum  bezeichneten  Formen,  läßt  jedoch  keine  genaue  Be- 
stimmung zu. 

In  dem  canonartigen  Tale  bei  Birtschma  fand  ich  in  dem  er- 
wähnten gelblichen,  dichten,  porzellanartigen  und  löcherigen  Kalke 
vor  allem  eine  Menge  von  großen  hochgewundenen  Nerineen.  Aber 
auch  Monopleuren  fehlen  nicht,  wenn  es  mir  auch  nicht  gelang,  an 
dieser  Stelle  besseres  Material  davon  zu  finden. 

Der  beste  meiner  Nerineensteinkerne  gehört  zweifellos  in  die- 
selbe Gruppe  mit  Nerinea  Coquandana  d'Orb.  (St.  Croix,  Taf.  LXVII, 
Fig.  1,  2)  und  Nerinea  Traversensis  Pict.  et  Camp.  (St.  Croix, 
Taf.  LXVII,  Fig.  4),  und  zwar  nach  dem  Querschnitte  der  Röhre 
mehr  der  letzteren  Form  angenähert,  so  daß  ich  das  Stück  als 
Nerinea  spec.  (cf.  Traversensis)  bezeichnen  will.  (Vgl.  Taf.  I,  Fig.  7.) 
Die  Einschnürung  an  der  Außenseite  ist  auch  etwas  stärker  als  bei 
der  angeführten  Art  (1.  c.  Fig.  4  c). 

Der  Querschnitt  der  Spindel  ist  groß.  Zwischen  die  beiden 
angeführten    Urgonarten    dürfte    unsere   Nerinea   zu    stehen  kommen. 


g  Franz  Toula.  [8] 

Auch  die  von  Sharp e  aus  Portugal  beschriebene  Nerinea  Olisiponensis 
(Quart.  Journ.  VI.  1850  S.  114,  Taf.  XII,  Fig.  3)  gehört  in  dieselbe 
Gruppe,  doch  reichen  die  Falten  auffallend  tief  in  die  Röhre  und 
sind  die  Umgänge  viel  enger  aneinander  gerückt. 

Auch  mehrere  Abdrücke  einer  kleinen  hochgewundenen  Nerinea 
liegen  vor,  mit  schön  gewölbten  Umgängen  und  feinen  Spirallinien, 
deren  oberste  leicht  gekörnt  erscheint.  Beim  Anblicke  der  Abdrücke 
allein  wird  man  an  gewisse  jüngere  Turritellen  erinnert.  (Vgl.  Taf.  I, 
Fig.  13.)  Einer  der  Reste  weist  aber  auch  ein  Stück  des  einge- 
schnürten Steinkernes  auf,  so  daß  an  der  Bestimmung  als  Nerinea 
nicht  gezweifelt  werden  kann.  Mir  ist  eine  derartige  Form  nicht 
bekannt,  doch  ist  das  vorliegende  Material  nicht  ausreichend,  um 
daraufhin  eine  neue  Form  zu  gründen.  Dies  mag  besseren  Funden 
vorbehalten  bleiben. 

Auch  ein  Bivalvensteinkern  liegt  mir  von  derselben  Lokalität 
vor,  der  eine  sichere  Bestimmung  leider  gleichfalls  nicht  zuläßt. 
Der  Umriß  ist  fast  kreisförmig.  Das  Schloß  der  linken  Klappe  läßt 
zwei  kräftige  Zähne  erkennen,  etwa  so  wie  bei  der  jüngeren  Corbis 
rotundata.  Ein  vorderer  Seitenzahn  ist  deutlich  erkennbar,  während 
rückwärts  eine  scharf  ausgeprägte  Längsfurche  auf  der  Area  verläuft. 

Der  Talboden  bei  Birtschma  scheint  streckenweise 
förmlich  ohne  Gefälle  zu  sein.  Es  lag  derselbe  zur  Zeit  meines 
Besuches  (am  7.  Juni  1892)  bis  auf  vereinzelte  Pfützen  und  ver- 
sumpfte Stellen  trocken  und  ist  weithin  von  dichtem  Eichenbuschwerk 
bedeckt,  das  den  ganzen  Talgrund  überzieht.  Ich  verfolgte  das  weit 
nach  Süden  reichende,  allenthalben  (canonartig)  steilwandig  begrenzte 
trockene  Tal  bis  über  Äflatlar. 

An  einer  Stelle  zwischen  Birtschma  und  Äflatlar  fand 
ich  einen  hellfarbigen,  oolithischen,  löcherigen  Kalk  mit  vielen  un- 
deutlichen   Fossilien,    darunter    eine    kleine    hochgewundene   Nerinea. 

In  einem  Seitentale  gegen  Äflatlar  tritt  im  Hangenden  der  Tafel- 
kalke ein  ungemein  feinkörniger,  weißer  und  mürber  Oolith  auf,  der 
gleichfalls  Fossilien  führt,  darunter  eine  kleine  Auster,  welche  in  die 
Formengruppe  der  Exogyra  plicata  Goldf.  (Petref.  germ.  87  [5 — 7]) 
gehören  dürfte.  Die  stark  gewölbte  Schale  zeigt  gegen  den  Stirn- 
rand grobe  Falten  und  ist  gegen  den  Wirbel  zu  faltenlos  und 
nur  mit  Anwachsstreifen  versehen.  Ostrea  ßabellata  d'Orb.  hat  große 
Ähnlichkeit.     Auch  ein  Pectenbruchstück  liegt  vor. 

Die  Fahrt  war  nichtsweniger  als  angenehm,  da  der  Buschwald 
von  Prozessionsspinnenraupen  über  und  über  besetzt  war,  die  ihn 
weithin  kahl  fraßen  und  vor  denen  man  sich  bei  dem  Passieren  der 
Büsche  kaum  bewahren  konnte. 

Bei  Äflatlar  (Afatlar)  liegt  unter  dem  Löß,  der  reich  an 
„Lößkindeln"  ist,  ein  roter  Lehm  und  unter  diesem  ein  dünnplattiger 
Kalk.  Fast  jede  der  dünnen  Bänke  ist  in  der  Mitte  dicht  und  kieselig. 
Cardien  und  Cerithien  finden  sich  darin.  (Fig.  3.) 

Die  Lage  3  bei  Äflatlar  besteht  aus  gelbem,  dichtem,  etwas 
oolithischem  Kalk  der  sarmatischen  Stufe.  Derselbe  enthält  eine 
Menge  von  Abdrücken  und  Steinkernen  von  Gastropoden,  deren  Ab- 
formung   vor  allem    das  Vorkommen   des  typischen    Cerithium  pictum 


[9]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  9 

Bast.,  auf  das  beste  übereinstimmend  mit  der  von  M.  Hoernes 
(Foss.  Moll,  des  Wiener  Beckens,  Tai'.  41,  Fig.  17)  abgebildeten 
schlanken  Form  nachweisen  ließ.  Weniger  häufig  ist  eine  etwas 
gedrungene  Varietät,  bei  welcher,  unter  der  derben  Knotenreihe  an 
der  Naht,  nur  leichte  Andeutungen  von  weiteren  Spirallinien  auftreten. 
Außerdem  liegt  nur  noch  ein  Abdruck  vor,  der  auf  das  Vorkommen 
der  kleinen  Paludina  Frauenfeldi  M.  Hoernes  hindeutet  (1.  c.  pag.  582, 
Taf.  47,  Fig.  28). 

Echte  typische  Monopleurenkalke  mit  zahllosen  Exemplaren  der 
kleinen  Monopleura  trilobata  d'Orb.  in  Steinkernen  und  Abdrücken, 
die  auf  das  beste  übereinstimmen  mit  den  von  Matheron  abge- 
bildeten Formen  (Rech,  paleont.  dans  le  Midi  de  la  France,  III.  Part, 
Taf.  12,  Fig.  5)  bilden  das  Liegende. 

Aber  auch  eine  Form  mit  etwas  gewundenem  Wirbel  der  großen 
Klappe  ließ  sich  durch  einen  Abdruck  feststellen,  wodurch  man  an 
Monopleura  varians  Math.  (1.  c.  Taf.  12,  Fig.  3)  erinnert  wird;  freilich 
ist  die  Windung  nicht  so  beträchtlich  wie  bei  dieser  Form.  Eine 
zarte,  aber  deutliche  Kante  läuft  gegen  den  Wirbel.    Auf  demselben 


Fig.  3. 
Brunnengrabung. 

1.  Löß  mit  vielen  Lößkonkretionen.  —  2.  Roter  Lehm  (Terra  rossa-Material.  — 
3.  Dünnplattige,  dichte  Kalke  des  Sarmatisch  en.  —  4.  Oolithische  Monopleuren- 

Nerineenkalke. 

Handstück  findet  sich  auch  ein  Eindruck,  der  sich  ganz  gut  abformen 
ließ  und  das  Vorkommen  einer  hochwirbeligen  Bivalve  ergab,  die 
ich  jedoch  nicht  näher  zu  bestimmen  vermag.  — 

Nun  fuhren  wir  nach  SW  gegen  Anadschik.  Auf  dem  Wege 
dahin  kamen  wir  über  mürbe,  zum  Teil  förmlich  aufgelöste  Mono- 
pleurenkalke. 

Allenthalben  herrscht  hier  Wassermangel  und  wurden  vielfach 
tiefe  Brunnen  abgeteuft  bis  auf  25  m  Tiefe. 

Bei  Akkandelar  wandten  wir  uns  wieder  gegen  NW  und  fuhren 
über  Balabanlar.  Auch  hier  war  man  im  Graben,  NW  von  diesem 
Orte,  mit  einer  Brunnengrabung  beschäftigt  und  hatte  22  m  Tiefe 
erreicht.  Dabei  kam  man  durch  grellroten  und  gelben  Lehm  und 
nach  Durchschlagung  einer  festen  Bank  jenes  löcherigen  dichten 
Kalkes  auf  weiße,  ganz  mürbe,  mergelige  Kalke  mit  Monopleuren, 
Nerineen    und    Cardien,    die    über    festem,    splitterigem    Kalke    mit 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (F.  Toula.)  2 


10  Franz  Toula.  [10] 

spärlichen  Abdrücken  und  Steinkernen  von  Fossilien  lagern.  Der 
weiße  mürbe  Kalk  enthält  dunkle  Punkte,  die  wohl  nichts  anderes 
sind  als  vereinzelte  zersetzte  glaukonitische  Körnchen.  Aus  diesem 
weißen  mürben  Kalke  gelang  es  mir,  ein  Bruchstück  einer  kleinen, 
scharf  gekielten  Requienia  herauszupräparieren,  welche  an  die  von 
d' Orbig. ny  (Terr.  cretace,  Taf.  576,  Fig.  5)  abgebildete  Form  an- 
schließen dürfte,  welche  er  als  Varietät  der  Requienia  Lonsdalii  be- 
zeichnete, jener  Form,  welche  Mathe  ron  (Catalogue  meth.,  Taf.  II, 
Fig.  1 — 5)  als  Requienia  carinata  bezeichnet  hat  (vgl.  Taf.  I,  Fig.  19). 
Dadurch  dürfte  die  Zugehörigkeit  der  weißen  weichen  Kalke  zum 
Urgon  erwiesen  sein. 

In  dem  weißen  mürben  Kalke  hat  auch  ein  sehr  schlankes 
Individuum  einen  Abdruck  hinterlassen,  der  eine  Form  ergab,  welche 
große  Ähnlichkeit  besitzt  mit  jener  von  Cerithium  Michaillense  Riet, 
et  Camp.  (St.  Croix,  Taf.  LXXI,  Fig.  1).  Die  Wülste  liegen  genau 
übereinander,  die  Spirallinien  sind  wohlausgeprägt.  Die  Schale  war 
nur  noch  schlanker  als  die  genannte  Form  aus  dem  Urgon ;  sie  er- 
scheint in  den  Anfangswindungen  förmlich  zugespitzt. 

Von  Haskiöi  (weiter  im  NW)  ging  es  weiter  gegen  Doi- 
m  u  s  c  h  1  a  r. 

Bei  einer  Brunnengrabung  auf  der  Plateauhöhe  (!)  fanden  wir 
einen  dichten  grauen  Süßwasserkalk  in  Verwendung,  der  in  einzelnen 
Blöcken  reich  an  Limnaeus,  Helix  und  Planorbis  war,  und  den  wir, 
gegen  Osten  in  den  Graben  schreitend,  auf  dem  W7ege  zur  Donau 
bald  auffanden  und  zwar  unter  Verhältnissen,  die  sicherlich  bemerkens- 
wert sind. 

Der  schön  plattig  brechende,  etwas  dunkelfarbige  Süßwasserkalk 
umschließt  in  einzelnen  Blöcken  eine  große  Anzahl  kleiner  Planorben, 
die  mit  der  Schale  erhalten  sind,  während  größere  Schalen  viel 
seltener  sind.  Die  Schalen  sind  schön  in  der  Ebene  gewunden  und 
lassen  bis  fünf  Umgänge  erkennen.  Dieselben  sind  an  der  Extern- 
seite mit  einem  deutlichen  stumpfen  Kiel  versehen.  Die  Oberfläche 
erscheint  glatt  und  glänzend ;  unter  der  Lupe  erkennt  man  ungemein 
feine  Querlinien.  Ober-  und  Unterseite  sind  ganz  evolut,  die  Ober- 
seite hinter  dem  stumpfen  Kiel  leicht  eingeschnürt.  Auch  Quer- 
einschnürungen sind  vorhanden.  —  Scheint  sich  an  Planorbis  compla- 
natus  Poir  =  PL  (Anisus)  umbilicatus  Müller  (San  db  erger  1.  c. 
S.  779,  Taf.  XXXV,  Fig.  8)  anzuschließen,  welche  Form  aus  dem 
unteren  Pleistocän  (aus  den  Moosbacher  Sanden)  angeführt  wird,  sowie 
aus  den  Tuffen  von  Cannstadt  und  Weimar.  Die  erwähnte  abge- 
bildete Form  ist  den  genannten  Formen  jedenfalls  recht  ähnlich. 

Anstehend  habe  ich  gerade  dieses  Gestein  nicht  finden  können. 
—  Wir  folgten  dem  Tale,  das  weiter  unten  bei  Srebrena  in  die 
weite  versumpfte  Inundationsbucht  ausmündet,  die  von  der  Donau 
nach  Süden  ins  Land  hineinreicht  und  in  ihrem  südlichen  Teile  einen 
kleinen  See  enthält,  der  von  einem  versumpften  Saume  umgeben  wird. 
Ich  habe  das  Auftreten  dieses  an  der  Ausmündung  des  Trockentales 
von  Doimuschlar  gelegenen  kleinen  Sees  sowie  der  limanartigen 
Bildungen   auf  der   rechten   Uferseite    der   Donau   an   anderem  Orte 


[11]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  H 

geschildert  (Schriften  d.  Ver.  z.  Verbr.  naturw.  Kenntn.  Wien  1893, 
XXXIII.  Bd.,  S.  560  ff.),  worauf  ich  wohl  verweisen  darf. 

Auf  dem  Wege  von  Doimuschlar  nach  Srebrena 
traf  ich  den  Süßwasserkalk  anstehend.  (Vgl.  Fig.  4.)  Zu  unterst 
lagern,  auch  oben  weithin  entblößt,  weiße  dichte  Nerineenkalke 
(1.),  welche  mit  kaum  5 — 10°  gegen  WNW  verflachen.  Zu  oberst 
dünnbankig,  sind  die  betreffenden  Kalkbänke  stellenweise  löcherig 
ausgewaschen  und  unterhöhlt,  mit  gerundeten  Formen,  oben  aber 
ist  der  Kalk  glatt  gescheuert,  und  zwar  in  hozizontaler  Richtung,  wie 
abradiert  und  zwar  schräg  gegen  die  Schichtung,  Rechts  von  unserem 
Wege  erhebt  sich  nun  ein  flach  gerundeter  Terrainhöcker,  der  in 
halber  Höhe,  etwa  15 — 20  m  über  der  abradierten  Fläche  der 
Nerineenkalke ,  eine  fast  horizontale  Bank  des  Süßwasserkalkes  (2.) 
bildet  und  mit  den  oben  erwähnten  Bausteinen  vollkommen  über- 
einstimmt. 

Aus  dem  löcherigen,  durch  kristallisiertes  Material  gebundenen 
Monopleurenkalk  lassen  sich  die  eingeschlossenen  Schalenreste  leider 
nicht  herauspräparieren,  doch  glaube  ich  an  einem  der  von  mir  ge- 
sammelten Handstücke  den  Zahnbau  zu  erkennen.  Der  Kittabdruck 
läßt  die  Form  der  Ausfüllung  der  vor  dem  großen  Zahn  der  rechten 


Fig  4. 

Klappe  gelegenen  Zahngrube  der  linken  Klappe  erkennen.  Der  Zahn 
der  rechten  Klappe  ist  abgebrochen,  die  hintere  Zahngrube  aber  ist 
wieder  zu  erkennen. 

Ich  möchte  dabei  an  Monopleura  varians  Math,  aus  dem  Urgon 
denken,  wofür  auch  die  Form  der  Windungen  der  Schale  und  der 
Steinkernreste  sprechen.  Sicheres  läßt  sich  bei  dem  Charakter  des 
Gesteines  nicht  bestimmen.  An  einem  Schalenbruchstücke  kann  ich 
die  beiden  Schichten  der  Schale  recht  gut  erkennen.  In  einem 
Seitengraben  traf  ich  einen  hellgelblich  gefärbten  dichten  Kalk  mit 
muscheligem  Bruche.  Derselbe  enthält  innig  umschlossene  kleine 
Gastropoden,  vor  allem  faltenlose  Formen.  Auch  vereinzelte  Aus- 
witterungen von  Bivalvenschalen  zeigen  sich.  Nerineen,  Requienien 
oder  Monopleuren  lassen  sich  hier  nicht  erkennen,  doch  ist  kaum 
daran  zu  zweifeln,  daß  man  es  mit  Bildungen  dieses  Horizonts  zu 
tun  hat,  da  an  benachbarten  Stellen  dieselben  Kalke  auch  Nerineen 
aufweisen. 

Im  Süßwasserkalke  sammelte  ich  hier  vor  allein  eine  an- 
sehnliche Helix  spec.  (Taf.  I,  Fig.  1).  Große  Helixsteinkerne  sind 
ungemein  häufig.    Breite  28 — 30  »,  Höhe  24^26  mm. 

Die  Schale  ist  bauchig  mit  stumpfem  oberen  Gewinde  und 
einem    wohlausgeprägten,    nicht    sehr    breiten,    abwärts    gerichteten 

2* 


12  Franz  Toula.  [12] 

Mundsaume.  Der  Nabel  dürfte  gedeckt  gewesen  sein,  wenigstens 
reichen  an  den  Steinkernen  die  Schalenabdrücke  der  Innenlippe 
über  den  Nabel  hinüber. 

Am  ähnlichsten  erscheint  unter  den  von  Fr.  Sandberg  er 
(Land-  und  Süßwasserconehylien  der  Vorwelt,  Taf.  XXXV,  Fig.  37) 
zur  Abbildung  gebrachten  Arten  Hei  ix  (Pentataenia)  Vindohonensis 
Pfeiffer,  eine  Art,  welche  auch  heute  noch  im  südöstlichen  Europa 
und  donauabwärts  „in  den  österreichischen  und  fürstlichen  Donau- 
ländern" lebt.  Unsere  Steinkerne  deuten  auf  eine  etwas  größere 
Form.  Sand  berger  führt  bei  der  genannten  Art  eine  Höhe  von 
20—21  mm  und  eine  Breite  von  23  mm  an. 

In  demselben  Kalke  findet  sich  auch  der  Steinkern  einer  an- 
sehnlichen Planorbis,  die  in  schöner  Übereinstimmung  steht  mit  der 
in  den  Süßwasserkalken  am  Eichkogl  bei  Mödling  unweit  Wien  auf- 
tretenden Planorbis  cornu  Brong.  (Vgl.  Sandberg  er  1.  c.  Taf.  XX, 
Fig.  26.)  Der  Durchmesser  der  Steinkerne  beträgt  etwa  23  mm, 
übertrifft  also  etwas  jenen  der  zitierten  Form. 

Sowohl  die  liegenden  Nerineen-Monopleurenkalke  als  auch  die 
hangenden  Süßwasserkalke  —  die  ersteren  fortwährend  mit  den  An- 
zeichen von  Abrasion,  die  letzteren  als  eine  förmliche,  weit  hin- 
reichende Tafel  —  halten  an  bis  gegen  den  erwähnten  See  und 
auch  bei  Witren,  einem  auf  einem  Plateau  mehr  als  50  m  hoch  über 
der  Donau  gelegenen  kleinen  Dörfchen,  stehen  die  Süßwasserkalke 
an.  Der  Nachweis  des  Vorkommens  einer  räumlich  so  ausge- 
dehnten Süßwasserkalkbildung  jungen  Alters  ist  gewiß  von 
Interesse. 

Die  Höhenlage,  welche  ich  auf  etwa  50  m  schätzte,  würde  also  kaum 
viel  unterhalb  der  Sattelhöhe  gegen  Constantza  (Küstendsche)  zurück- 
bleiben, die  nach  der  russischen  Karte  an  der  Bahnlinie  zwischen  20 
und  30  Saschehn  liegt,  von  Peters  aber  mit  30-6  Wr.  Klafter  = 
57 "6  m  angegeben  wurde. 

Von  Srebrena  fuhr  ich  ostwärts  durch  Lößschluchten  hinauf  auf 
die  Terrasse,  wo  wir  abermals  den  Süßwasserkalk  anstehend  fanden. 
Der  Löß  bedeckt  ihn  weiterhin  in  sehr  bedeutender  Mächtigkeit; 
unter  demselben  tritt  weiter  abwärts  gegen  Tatarica  der  Süß- 
wasserkalk nochmals  hervor,  offenbar  in  einer  herabgebrochenen  großen 
Scholle. 


2.  Aus  der  Umgebung  von  Tschernawoda  in  der 
Dobrudscha. 

Von  Silistria  fuhr  ich  mit  dem  Donaudampfer  nach  Tscher- 
nawoda, von  wo  aus  ich  zunächst  das  merkwürdie  Tal  des  Karasu 
besuchte,  hinauf  bis  Medschidje. 

Vor  allem  wollte  ich  die  Steinbrüche  von  Mirdschawoda 
(bei  „Karaburlak"  auf  der  Petersschen  Karte)  kennen  lernen.  — 
Das  Karasutal  ist  sicherlich  mit  den  südrussischen  Limantälern  zu 
vergleichen  und  stellt,  zum  mindesten  in  der  jüngst  vergangenen  Zeit, 
bis  weit   über   Medschidje   hinaus    ein   Inundationsbecken  der  Donau 


[13]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w. 


13 


dar.  (Vgl.  bei  K.  Peters  I,  S.  40  ff.)  Im  alluvialen  Talboden 
finden  sich  Viviparen  und  kleine  Dreissensien  in  Unmasse.  (Peters 
hatte  gerade  in  den  Sümpfen  des  Karasu  krankheitshalber  keine  Ge- 
legenheit, auf  die  Fauna  zu  achten;  er  führt  (1.  c.  I,  S.  482  [128J)  das 
Vorkommen  von  Ünio  und  Anodonta  an,  die  mir  in  den  Talboden- 
furchen nicht  aufgefallen  sind). 

In  der  Nähe  der  Einmündung  in  die  Donau  erweitert  sich  das 
Tal  nach  einwärts  und  ist  weit  hinauf  beiderseits  oft  sehr  steilwandig 
begrenzt.  Diese  Steilhänge  bestehen  bei  Tschernawoda  aus  mit  Löß  und 
„Alluviallehm"  bedeckten  Nerineen-Monopleurenkalken,  die  auch  tal- 
aufwärts mehrfach  aufgeschlossen  sind.  Bei  Tschernawoda  sind  die 
Kalkbänke  leicht  gegen  Ost  geneigt,  und  zwar  an  beiden  Talseiten, 
wie  schon  Peters  angegeben  hat. 

Ich  fand  bald  die  Anzeichen  des  Vorkommens  von  Requienien 
und  Monopleuren. 


Fig.  ■  5. 

1.  Zu  oberst  eine  Lage  von  humosem  Lehm.  —  2.  Ein  Schotterhorizont,  eine  Roll- 
steinablagerung, welche  stellenweise  die  Form  von  Schotternestern  annimmt.  —  3.  Auf- 
gelöste sandige  Nerineenbänke.  —  4.  Feste,  splitterigbrechende,  löcherige  Kalke.  — 
5.  Oolithische  Lagen.  —  6.  Schiefrig  mergelige  Gesteinsschichten  mit  Kalkbänken 
wechsellagernd.  —  7.  Schutt  des  Abbaues. 


Zunächst  fuhr  ich  an  den  nördlichen  Hängen  hin,  welche  an 
den  Lehmwänden  eine  gewisse  Andeutung  von  Schichtung  und  farbige 
Streifung  erkennen  lassen,  so  besonders  unterhalb  der  „Kolonie". 
Dort,  wo  das  Tal  sich  scharf  gegen  Ost  wendet,  treten  zu  unterst 
an  der  Talsohle  feste  Gesteinsbänke  hervor.  Ziemlich  genau  südlich 
von  der  „Kolonie"  liegen  an  der  südlichen  Talsohle  die  Steinbrüche 
von  Mirdschawoda,  wo  man  zur  Zeit  meines  Besuches  Gesteine 
für  die  großen  Pfeiler  der  Donaubrücke  brach.  Die  Lagerungs- 
verhältnisse an  dieser  Stelle  zeigt  das  obenstehende  Profil  Fig.  5. 

In  einem  lichtgelblich  gefärbten,  etwas  oolithisch  feinkörnigen 
Kalke  fanden  sich  viele  Nerineen.  Der  beste  Steinkern,  der  mir  vor- 
liegt, stimmt  überein  mit  jenem  von  Nerinea  Crozetensis  Pkt.  et  Camp. 
(St.  Croix,  Taf.  LXIII,  Fig.  5)  aus  dem  Urgon. 

Ein  Abdruck  eines  etwas  größeren  Exemplars  lieferte  ein  Positiv, 
welches  auf  das  beste  mit  Nerinea  Coquandiana  d'Orb.  (Terr.  Cretaces, 


14 


Franz  Toula. 


[14] 


Taf.  156,  Fig.  3)  übereinstimmt  sowohl  in  der  Knotung  an  der  Naht, 
als  auch  in  der  Art  der  Schaleneinschnürungen,  dem  Winkel  der  Schale 
und  der  Höhe  der  Umgänge. 

Unter  den  Nerineenüberresten  des  fast  weißen  oolithischen  Kalkes 
finden  sich  der  Abdruck  und  Teile  des  Steinkernes  einer  sehr  schlanken 
Form,  welche  mich  an  Nerinea  Vogtiana  Mort.  (Pictet  et  Cam piche 
St.  Croix,  II,  240,  Taf.  LXVIII,  Fig.  1,  2)  erinnert,  in  deren  nahe 
Verwandtschaft  sie  gehören  dürfte.  Sie  unterscheidet  sich  nur  durch 
die  etwas  abweichende  Skulptur  der  Schale.  Es  findet  sich  wohl  eine 
Knotenreihe   nahe    der  Naht,    diese   ragt   aber   weiter   vor;    weitere 


Fig.  6.     Steilhänge  im  Karasutale,   liükes  Ufer. 

Vor  Mirdschawoda. 


Knötchenreihen  sind  nicht  erkennbar,  dagegen  tritt  in  der  mittleren 
Einschnürung  der  Umgänge  eine  zarte,  aber  deutliche  Rinne  auf. 

Die  Faltung  der  Röhre  gibt  im  Querschnitt  der  Umgänge  ganz 
dasselbe  Bild  wie  bei  der  Nerinea  Vogtiana  aus  dem  Urgon.  Unter 
den  Nerineen  von  Stramberg  ist  die  Nerinea  Defrancei  var.  posthuma 
(Zittel,  Taf.  42,  Fig.  6)  sicherlich  in  dieselbe  Formengruppe  zu 
stellen.  Ihre  Umgänge  sind  aber  viel  weniger  tief  eingeschnürt  und 
fehlt  auch  die  erwähnte  zarte  Spiralrinne. 

Ganz  nahebei  traf  ich  an  kulissenartig  vorragenden  Steilwänden 
mit  Schutthängen  im  Talgrunde  ein  Gesteinsvorkommen,   welches  ich 


[15]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  15 

besprechen  muß,  denn  wenn  es  auch  Peters  offenbar  nicht  ent- 
gangen ist,  so  konnte  ich  doch  eine  sichere  neue  Erkenntnis  er- 
mitteln. (Vgl.  Fig.  6  nach  einer  photographischen  Aufnahme  und 
Fig.  7.) 

Zu  oberst  und  vom  Plateaurand  abwärts  liegt  ein  lößähnlicher 
Lehm  (Fig.  7,  1.)  in  größerer  Mächtigkeit  als  vorhin,  darunter,  wie  im 
vorigen  Profil,  eine  Rollsteinlage,  das  heißt  ein  sandiger  Lehm  mit 
Gerölleinlagerungen  (2.),  darunter  folgen  nun  mächtige  Massen  eines 
mürben  feinkörnigen  Sandsteines  (3.,  4.),  der  vielfach  in  Sand  aufgelöst 
erscheint,  aus  welchem  einzelne  festere  Lagen  vorragen.  Der  Sandstein 
besteht  aus  feinen  Quarzkörnchen,  spärlichen  Glimmerschüppchen  und 
nicht  sehr  häufigen  glaukonitischen  Körnchen.  Hie  und  da  findet  sich 
ein  größeres  Quarzkorn. 

Das  mürbe  Material  ist  von  bräunlicher  Färbung  und  enthält 
eine  Unmasse  von  zum  Teil  winzigen  Körnern  eines  dunklen  Quarzes, 


Fig.  7. 

so  daß  das  Gestein  beim  ersten  Anblicke  an  Grünsand  erinnert. 
Wirklichen  Glaukonit  konnte  ich  darin  an  dieser  Stelle  nicht  finden  '). 
Im  Sande  kommen  ziemlich  viele  kleine  Fossilreste  vor,  allein 
ungemein  häufig,  förmlich  nesterweise  eine  kleine  Ostrea  mit  ge- 
wundenem Wirbel,  so  daß  man  an  die  kleinen  Exogyren  denken 
muß,  wie  sie  sich  sowohl  im  oberen  Malm  als  auch  in  der  Kreide 
so  häufig  finden. 


l)  Peters  bespricht  (1.  c.  II.,  S.  48  [192])  das  Vorkommen  der  oberen  Kreide 
bei  Umurdscha  auf  der  Südseite  des  oberen  Karasutales.  Dieser  Ort  liegt  nach 
der  russischen  Karte  unweit,  und  zwar  oberhalb  Murvatlar.  —  Peters  hebt  je- 
doch ganz  bestimmt  hervor,  daß  von  glaukonitischen  Körnern  auch  hier  keine  Spur 
zu  finden  sei    und  daß  diese  überhaupt  in  dem  ganzen  Gebiete  fehlen. 

V.  Anastasiu  (Contribution  a  l'etude  geologique  de  la  Dobrogea.  These. 
Paris  1898)  hat  nach  mir,  die  kleine  „Ostrea",  gleichfalls  bei  Tschernawoda  auf- 
gefunden und  als  Ostrea  tuberculifera  (Koch  u.  Dun  k  er)  Coq.  (S.  101)  be- 
zeichnet. Als  eine'weitere  Lokalität  wird  Hinogü  südlich  von  Tschernawoda  an 
der  Donau  angegeben,  von  wo  (S.  108)  Ostrea  cf.  arduennensis  tVOrb.,  praelonga 
Sharpe  und  aquila  d'Orb.  genannt  werden.  Die  betreffenden  Ablagerungen  werden 
als  Äquivalente  des  Aptien  oder  des  Albien  bezeichnet. 


16  Franz  Toula.  [16] 

Daneben  ließ  sich  das  Vorkommen  von  Otodus-Zsdmen  und  von 
Serpula-Röhrchen  beobachten. 

Peters  führt  eine  „Exogyra  sp.,  ähnlich  der  E.  sinuata  Sow., 
aber  kleiner",  aus  dem  Crinoidenkalkstein  von  Jenissala  am  Rasimsee 
an,  den  er  in  den  mittleren  Jura  einreiht,  während  die  Exogyra 
sinuata  Sow.  (nach  Coquand  =  Exogyra  aguila  (V Orb.)  eine  Form 
des  unteren  Grünsandes  ist. 


Die    kleinen   ungefalteten  Exogyren   von   Mirdschawoda   im 
Karasutale  (bei  Tschernawoda). 

In  dem  erwähnten  Sande  habe  ich  zahlreiche  Exemplare  von 
Exogyren  gesammelt,  die  nesterweise,  so  dicht  beisammen  auftreten, 
daß  nicht  selten  eine  Schale  in  der  anderen  steckt.  Die  Bestimmung 
dieser  überaus  verschiedenförmigen  Individuen  macht  einige  Schwierig- 
keit, sie  liaben  trotz  ihrer  Formenverschiedenheit  so  viele  Merkmale 
gleichartig  entwickelt,  daß  es  mir  nicht  möglich  wird,  sie  mit  einer 
der  verschiedenen  Arten7  wie  sie  seit  Sowerby  aufgestellt  worden 
sind,  in  voller  Übereinstimmung  zu  finden.  Dazu  kommt,  daß  die 
meisten  Exemplare,    die   ich  sammeln  konnte,   junge  Individuen  sind. 

Weiters  sind  sie  fast  durchweg  dünnschalig  und  leicht  zer- 
brechlich, so  daß  die  meisten  am  Stirnrande  etwas  beschädigt  sind. 
Ich  glaube,  sie  etwas  näher  in  Betracht  ziehen  zu  sollen. 

Es  liegen  mir  zumeist  nur  Unterklappen  für  sich  und  Deckel- 
klappen für  sich  vor,  und  nur  bei  zwei  kleinen  Individuen  sind  beide 
Klappen  im  Verbände  geblieben. 

Was  die  Deckelklappen  anbelangt,  so  sind  diese  (ich  habe 
sie  Taf.  II,  1,  a — i  zur  Abbildung  gebracht)  zum  Teil  recht  gut 
erhalten. 

Das  größte  der  Stücke  (a)  ist  in  seiner  Form  überaus 
ähnlich  der  von  Sowerby  (Min.  Conch.  Taf.  25,  Fig.  4)  abgebildeten 
Deckelklappe  von  Exogyra  haliotoidea  Sow.  Die  Lage,  Form  und 
Größe  des  eingerollten  Wirbels  stimmt  vollkommen,  auch  die  an  der 
Konvexseite  verlaufende  scharfe  Kante  ist  vorhanden  und  ebenso  die 
steil  abfallende  Hinterseite,  welche  jedoch  bei  unserer  Form  außer 
den  Anwachslinien  sehr  scharf  gedrängt  stehende  Transversallinien 
aufweist,  wie  ich  sie  in  gleicher  Weise  bei  keiner  anderen  der  mir  aus 
der  Literatur  bekannt  gewordenen  Formen  wiedergefunden  habe,  mit 
Ausnahme  der  Exogyra  aurieularis  Goldf.  (Petr.  germ.,  Taf.  88,  Fig.  2.) 

Die  von  d'Orbigny  (Terr.  cret.,  Taf.  478,  Fig.  5)  abgebildete 
stark  verlängerte  Form  zeigt  nur  Andeutungen  davon ;  die  Kopie  bei 
Coquand  (Ostr.  cret.,  Taf.  52,  Fig.  16)  läßt  nichts  davon  er- 
kennen. Die  von  Coquand  (1.  c.  S.  28)  mit  Ostr ea  aurieularis  Geinitz 
(es  soll  wohl  Reuss  heißen,  der  den  Wahlenbergschen  Namen  zu- 
erst wieder  aufgenommen  hat)  vereinigte  Exogyra  pyrenaica  Leymerie 
(Mein.  Soc.  geol.  de  Fr.  IV,  Taf.  X,  Fig.  4)  zeigt  einen  ähnlichen 
Abfall ;  die  Querstreifen  treten  aber  nur  in  der  Wirbelregion  auf. 

Die  von  Reuss  (Verst.  d.  böhm.  Kr.  II.  S.  44,  Taf.  27,  Fig.  11) 
abgebildete  Deckelklappe  aus  dem  unteren  Plänerkalk  der  Schillinge 
bei    Bilin   (es  lagen  ihm  nur  Deckelklappen  vor)    ist   der   Form    des 


[17]         Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  17 

Umrisses  nach  recht  ähnlich,  zeigt  jedoch  die  weiteren  Verhältnisse 
am  Vorderrande  der  Innenseite  nicht. 

Die  trefflich  abgebildete  Unterklappe  von  Exogyra  pi/renaica 
Leym.  zeigt  einen  ganz  gerade  verlaufenden  Vorderrand  ohne  einen 
vorgezogenen  Lappen.  —  Coquand  zeichnet  eine  ähnliche  Streifung 
am  Abfall  des  Hinterrandes  bei  der  Deckelklappe  seiner  Ostrea 
(Exogyra)  cornu-arietis  (1.  c.  VIII,  Fig.  9).  Die  Oberfläche  unseres 
hübschen  Stückes  ist  mit  dicht  stehenden  Querrunzeln  bedeckt,  über 
welche  gegen  den  Hinterrand  einige  mit  der  Kante  parallele  feine 
Streifen  hinwegziehen.  Nach  vom  ist  die  Schale  nur  bei  der 
So  werby  sehen  Form  etwas  vorgezogen. 

Die  Innenseite  zeigt  unter  dem  Wirbel  einen  zahnartigen  Höcker 
mit  zarter  Körnelung ;  der  vorgezogene  Vorderrand  ist  mit  etwas  quer 
vorgezogenen  Höckerchen  dicht  bedeckt,  die  sich  um  den  Muskel- 
eindruck herumziehen.  Im  übrigen  ist  die  Innenfläche  sanft,  gleich- 
mäßig vertieft  und  glatt. 

Vergleiche  ich  damit  die  übrigen  mir  vorliegenden  Deckel- 
klappen, so  finde  ich  bei  einer  zweiten  kleineren  (b),  trotz  einer 
querüber  verlaufenden  Wachstumsunregelmäßigkeit  alle  Hauptzüge 
wieder.  Nur  ist  die  Schale  flacher  und  der  hintere  Rand  zeigt  die 
Transversal-(Quer-)Linien  nicht,  dagegen  scharfe,  mit  dem  Konvex- 
rande parallel  verlaufende  Anwachslinien.  Auch  ist  die  Oberfläche 
fast  glatt. 

Die  Innenseite  läßt  noch  das  zahnähnliche  Höckerchen  mit  der 
zierlichen  runzeligen  Ornamentierung  erkennen,  im  übrigen  nähert 
sich  diese  Form  aber  der  von  ßeuss  abgebildeten  Exogyra  auricu- 
laris  Goldf.  (Wahlenberg),  nur  die  starke  Vorziehung  des  Vorder- 
randes unterscheidet. 

Eine  dritte  Form  (c)  ist  im  Umrisse  fast  elliptisch,  ohne 
Vorziehung  des  Vorderrandes.  Die  Oberfläche  ist  stark  vertieft,  der 
Hinterrand  zeigt  scharf  ausgeprägte  Anwachslinien,  die  weit  in  die 
Schalenfläche  hineinreichen.  Die  Innenseite  läßt  am  Wirbelrande 
nach  rückwärts  eine  scharfe  Körnelung  als  leichte  Andeutung  der 
erwähnten  Querlinien  erkennen,  ganz  ähnlich  wie  bei  Exogyra  auri- 
cularis  Reuss  (1.  c).  Der  Verlauf  des  Wirbels  ist  auf  der  Innenseite 
wohl  angedeutet,  das  gerunzelte  Zahnhöckerchen  ist  mit  dem  eben- 
falls gerunzelten  und  dadurch  von  der  Exogyra  auricularis  Reuss 
unterschiedenen  Vorderrande  verschmolzen,  während  es  bei  der 
Form  a  durch  eine  scharf  ausgeprägte  Furche  davon  geschieden  ist. 

Eine  vierte,  etwas  kleinere  Form  (d)  ist  oben  gegen  den 
Vorderrand  stark  vertieft,  zeigt  am  rückwärtigen  Rande  nur  wenige 
scharfe  Anwachslinien  mit  einer  Andeutung  einer  trennenden  Kante 
zwischen  dieser  und  der  mittleren  Region  der  Schale.  Der  sanfte 
Abfall  zeigt  sehr  zarte,  aber  deutliche  Querstreifung.  Der  Wirbelrand 
ist  zart  gekörnelt,  das  Zahnhöckerchen  fehlt.  Der  Vorderrand  ist 
unter  dem  fast  bis  zur  Schalenmitte  reichenden  Wirbel  etwas  weniges 
vorgezogen,  mit  nur  ganz  leicht  angedeuteter  Runzelung. 

Eine  fünfte  Form  (e)  ist  stark  verlängert;  der  Wirbel  schön 
gerollt,  endet  weit  oben.  Unter  dem  Wirbel  ist  der  Vorderrand  der 
Schale  deutlich  vorgezogen,    nach  unten    (gegen  den  Stirnrand)    aber 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (F.  Toula.)  3 


lg  Franz  Toula.  [18] 

stark  verschmälert.  Der  Hinterrand  zeigt  den  Abfall  mit  scharfen 
Anwachslinien  und  nur  in  der  Wirbelgegend  deutliche,  aber  sehr 
zarte  Querlinien,  die  wieder  die  Körnelung  des  Wirbelrandes  be- 
dingen. Die  Oberfläche  ist  verwischt  quergestreift,  mit  unregel- 
mäßigen Aufwölbungen  und  einer  Vertiefung  in  der  Schalenmitte. 
Wenn  irgendeine  Form  ohrförmig  genannt  werden  kann,  so  ist  es 
bei  dieser  der  Fall.  Gegen  den  vorgezogenen  Vorderrand  zeigen  sich 
dem  Hinterrande  parallele,  zarte,  fast  punktförmige  Vertiefungen. 
Dadurch  ist  der  Vorderrand  scharf  abgegrenzt,  was  wieder  an  die 
Sowerbysche  Form  (1.  c.  Taf.  25,  Fig.  4)  erinnert. 

Die  sechste,  in  Fig  /  dargestellte  Form  schließt  sich  der 
vorhergehenden  innig  an  und  ist  durch  einen  Verbruch  der  Schale 
gerade  der  vorgezogene  vordere  Teil  beschädigt,  so  daß  man  ihn 
nur  als  vorhanden  gewesen  vermuten  kann;  seine  Abgrenzung  gegen 
die  Schalenmitte  zu  ist  jedoch  nicht  angedeutet.  Das  kleine  Schälchen  g 
gleicht  im  Umriß  und  in  dem  scharf  abgetrennten  Abfalle  an  der 
konvexen  Hinterseite  ganz  der  ersten  Form  (a).  Die  Querstreifung 
ist  in  der  Wirbelgegend  sehr  deutlich. 

Von  besonders  guter  Erhaltung  ist  die  siebente  Form,  das 
Schälchen  h,  mit  hohem  Steilabfall  an  der  Konvexseite,  die,  an  der 
Oberkante  etwas  abgeblättert,  gegen  den  unteren  Rand  hin  die  Quer- 
streifung sehr  gut  erkennen  läßt.  Der  Vorderrand  ist  wohl  nicht  auf- 
fällig vorgezogen,  doch  ist  die  betreifende  Schalenpartie  —  sie  trägt 
den  Schließmuskel  —  wohl  abgegrenzt.  Auch  das  zahnartige  Höckerchen 
ist  zu  erkennen.  Die  Stellung  des  Schließmuskeleindruckes  erinnert 
an  jene  der  Exogyra  sigmoidea  Eeuss  (1.  c.  Taf.  27,  Fig.  4).  —  Einige 
Eigentümlichkeiten  zeigt  aber  das  Schälchen  i.  Der  Wirbel  liegt 
weiter  oben,  der  Abfall  am  Hinterrande  ist  deutlich  und  die  Quer- 
streifung auf  demselben  läßt  sich  erkennen.  Der  Vorderrand  ist  vor- 
gezogen, die  Oberfläche  der  Schale  aber  stark  aufgewölbt  und  mit 
konzentrischen  Runzeln  bedeckt. 

Wenn  all  diese  Details  angegeben  wurden,  so  geschah  dies 
aus  dem  Grunde,  um  zu  zeigen,  weicht  Variabilitäten  sich  erkennen 
lassen  und  wie  schwierig  es  ist,  diese  Formen  mit  den  bisher  be- 
schriebenen in  Übereinstimmung  zu  bringen.  Man  könnte  sie  viel- 
leicht alle  zu  Exogyra  haliotoidea  Sow.  stellen.  Geinitz  hat  ja 
(1.  c.  Taf.  41,  Fig.  1 — 13)  aus  dem  Unterpläner  von  Plauen  eine 
ähnliche  Verschiedenartigkeit  zur  Darstellung  gebracht.  Die  von  ihm 
unter  Fig.  11  gezeichnete  Form  läßt  sich  nun  aber,  abgesehen  von 
der  Verschiedenheit  und  der  Größe,  von  Exogyra  auricularis  Renss 
(1.  c.  Fig.  11)  kaum  unterscheiden. 

Gerade  diese  beiden  Formen  kommen  bei  den  geschilderten 
Deckelklappen  vor  allen  anderen  in  Betracht  und  stehe  ich  vor  der- 
selben Schwierigkeit,  wie  so  viele  andere  Autoren  vorher,  sie  aus- 
einander zu  halten. 

Daß  der  Unterschied  :  ohrförmig  und  nierenförmig,  nicht  stich- 
haltig ist,  geht  aus  der  Schilderung  und  Abbildung  meiner  Stücke  hervor; 
man  vergleiche  nur  die  Figuren  a,  c  und  e  miteinander.  Aber  auch  unter 
den  Geinitz  sehen  sind  beide  Umrißformen  vorhanden.  Ebensowenig 
scheint  mir  die  Größe  der  Wirbelwindung,  die  bei  Exogyra  auricularis 


[19]         Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  19 

Goldf.  (1.  c.  II,  S.  39)  hervorgehoben  wird,  nicht  entscheidend  zu  sein, 
denn  ich  habe  unter  meinen,  bestimmt  aus  einem  und  demselben 
Muschelneste  stammenden  Deckelklappen  solche  mit  engem  und 
solche  mit  breitem  Wirbel,  der  auch  ganz  ähnlich  so  scheibenförmig 
wird,    wie  es  Gold  fuß    so    schön  darstellt  (1.  c.    Taf.  88,  Fig.  2  b). 

C  o  q u  a  n d  (Monogr.,  S.  144)  vereinigt  die  Reuss sehe  Exogyra 
auricularis  mit  Exogyra  haliotoidea  d'Orb.  —  gerade  die  d'Orbigny- 
schen  Abbildungen  sind  jedoch  in  diesem  Falle  nicht  ausreichend, 
um  sie  mit  Sowerbys  Formen  zu  vereinigen,  während  sie  mit  der 
Goldfußschen  Type  wohl  übereinstimmt;  die  Co  quan  d sehe  Ostrea 
auricularis  Geinitz  aber  (1.  c.  S.  28)  wird  als  solche  bei  Co  quan  d 
nicht  abgebildet.  Er  verweist  auf  seine  Tafel  VIII,  wo  sie  offenbar 
als  Ostrea  cornu-arietis  Coqu.  bezeichnet  wird,  im  Texte  aber  nur 
unter  den  Synonymen  auftritt,  einmal  S.  26  als  Ostrea  Tourneü 
Coqu.  (von  Con  stan  tili e),  dann  S.  30  als  Ostrea  decussata  Coqu. 
(Charent  und  Cons tantin e),  S.  134  als  Ostrea  Africana  Coqu. 
(C on s tan tin e),  von  den  Formen  dieses  Namens  anderer  Autoren 
(Co quan d,  S.  140  u.   180)  ganz  abgesehen. 

In  dem  reichen  Vergleichsmaterial  des  k.  k.  naturhistor.  Hof- 
museums sind  es  vor  allem  die  mittelgroßen  Deckelklappen,  die  von 
Exogyra  haliotoidea  Sow.  aus  dem  Hilskonglomerat  von  Essen  vorliegen, 
welche  sich  am  besten  zum  Vergleiche  herbeiziehen  lassen,  wenn  auch 
kein  einziges  Stück  darunter  ist,  welches  mit  der  Sow  erby  sehen 
Type  so  schön  übereinstimmt,  wie  es  bei  unserer  Form  a  der  Fall 
ist.  Fast  alle  lassen  die  Beschaffenheit  des  Hinterrandes  mit  der 
charakteristischen  Streifung  erkennen  und  auf  der  Innenseite  das 
kleine  wohlausgeprägte  Zähnchen.  Recht  ähnliche  Deckelklappen  von 
jungen  Exemplaren  liegen  in  der  genannten  Sammlung  auch  aus  dem 
oberen  Grünsande  von  Essen  vor. 

Wenn  ich  nun  aber  die  von  mir  selbst  an  einer  Stelle  ge- 
sammelten zahlreichen  Unterklappen  einer  Betrachtung  unter- 
ziehe (Taf.  II,  Fig.  2  a — s),  so  komme  ich  sofort  zu  dem  Ergebnis, 
daß  weitaus  die  größte  Anzahl  der  besser  erhaltenen  Stücke,  etwa  26, 
weder  mit  den  Goldfußschen  Originalen  von  Exogyra  haliotoidea 
Sow.  noch  mit  jenen  von  Exogyra  auricularis  Goldf.  in  Zusammen- 
hang zu  bringen  sind;  es  sind  durchweg  stark  gewölbte  Schalen,  die 
sich  ihrer  Form  nach  eher  mit  Exogyra  conica  Soir.  (Min.  conch., 
Taf.  605,  Fig.  1 — 3)  oder  mit  der  jüngeren  Exogyra  plicifera  Coquand 
in  den  von  d'Orbigny  zu  Exogyra  Matheroniana  (Terr.  cret.,  Taf.  485, 
Fig.  5  u.  6)  gestellten  glatten  Formen  vergleichen  ließen. 

Das  am  besten  erhaltene  Exemplar  (a)  zeigt  eine  eigenartig 
verlängerte,  hoch  gewölbte  dünne  Schale,  welche  nur  nahe  der  Wirbel- 
spitze angewachsen  war. 

In  der  Schalenmitte  ist  sie  an  der  Hinterseite  weit  vorgezogen 
und  zeigt  einen  Stirnrand,  der  von  den  beiden  Seitenrändern,  durch 
Einbuchtungen  des  Schalenrandes  geschieden,  weit  vorragt,  so  daß 
man  an  die  Form  der  Schale  erinnert  wird,  wie  sie  Coq-uand  (1.  c. 
Taf.  36,  Fig.  6,  9  und  11)  bei  Exogyra  plicifera  aus  dem  Santonien 
zeichnet,  wenigstens  was  den  hinteren  Rand  anbelangt. 

3* 


20  Franz  Toula.  [20] 

Die  von  d'Orbigny  als  Östren,  Mather oniana  bezeichnete 
Cenomanform  (1.  c.  Taf.  485,  Fig.  5.  u,  6),  welche  von  Coquand 
(1.  c.  S.  80)  mit  seiner  Ostrea  (Exoggra)  plicifera  vereinigt  wurde, 
zeigt  eine  recht  ähnliche  Schalenhöhe  und  Schalenoberflächen- 
beschaffenheit  und  läßt  auch  eine  ähnliche  flache  Einsenkung  hinter 
dem  gerundeten  Kiele  erkennen,  doch  ist  die  Ausrandung  nicht  auf- 
fällig. Auch  an  Exoggra  arduennensis  d'Orb.  (I.e.  Taf.  472,  Fig.  1—4, 
Coquan'd  1.  c.  Taf.  LX,  Fig.  5—12)  könnte  man  denken.  Unsere 
Schale  ist  jedoch  auffallend  hoch  gewölbt.  Diese  Erscheinung  ist  so 
auffällig,  daß  man  diese  Form,  wenn  sie  allein  vorläge,  füglich  als 
eine  neue  bezeichnen  müßte. 

Auf  der  Innenseite  fällt  eine  ganz  schwache  Vorziehung  unter- 
halb und  vor  dem  Wirbel  auf.  Auf  der  zarten  Vorragung  für  das  Auf- 
lager der  Deckelklappen  sind  auf  der  Hinterseite  zierliche  Grübchen 
in  einer  Reihe  hintereinander  sichtbar.  Unter  dem  Wirbel  ragt  ein 
kleines  Leistchen  auf. 

Ein  zweites,  am  Rande  etwas  verbrochenes  Exemplar  (b)  der- 
selben Form  ist  in  der  Wirbelgegend  etwas  gegen  den  Hinterrand  zu 
aufgebläht. 

Bei  einem  dritten  Individuum  (c),  welches  noch  weiter  auf- 
gebläht erscheint,  ist  die  Oberfläche  in  der  Wirbelgegend  mit  wulstigen 
Erhöhungen  in  der  Richtung  der  Anwachslinien  bedeckt  und  nur 
gegen  den  Stirnrand  sind  diese  in  gewöhnlicher  Ausbildung  vorhanden. 
An  der  Vorderseite  ist  hinter  dem  Wirbel  eine  dreieckige  Vorragung 
ausgebildet,  die  rückwärts  durch  den  Rand  eines  Schalenausschnittes 
begrenzt  ist,  welcher  in  einer  tiefen  Furche  gegen  den  Wirbel  sich 
erstreckt.  Auf  der  Innenseite  erkennt  man  die  scharfe  Umgrenzung 
sehr  wohl.  Unter  dem  Wirbel  verläuft  eine  scharfe  Leiste,  darunter 
von  der  Vorragung  abziehend  eine  stumpfe  Kante,  zwischen  beiden 
eine  lange  Grube;  eine  dritte  Leiste  geht  vom  Hinterrande  des  Aus- 
schnittes aus,  eine  seichte  dreiseitige  Grube  begrenzend. 

Bei  einem  weiteren  Stücke  (d),  einer  weniger  hohen  Schale 
mit  gegen  rückwärts  gerücktem  stumpfen  Kiele,  offenbar  eine  Folge 
der  Unterlage  der  Schale,  besteht  gleichfalls  eine  Furche.  Betrachtet 
man  jedoch  die  Innenseite,  so  sieht  man  hinter  dem  Wirbel  und 
unter  der  Furche  eine  Schalenpartie  dachartig  vorragen,  wodurch 
eine  etwa  an  das  Avicula-Ohr  erinnernde  Bildung  entsteht,  welche  sich 
im  Vergleich  mit  den  übrigen  Formen  recht  eigenartig  ausnimmt. 

Noch  extremer  als  diese  Form  ist  ein  weiteres  Exemplar 
ausgebildet  (e),  mit  breiter  Anwachsfläche  am  Wirbel,  gegen  den  ein 
scharfer  Kiel  hinabführt;  der  dachartige  Schalenvorsprung  vorne  läuft 
fast  parallel  mit  dem  Schloßrande.  Der  gerade  Stirnrand  gibt  dem 
Innenraume  eine  fast  vierseitige  Umrandung. 

Ein  anderes  Stück  (/)  war  an  der  Wirbelseite  auf  einer 
größeren  Erstreckung  aufgewachsen.  Die  übrige  Oberfläche  ist  un- 
regelmäßig gewölbt,  hinter  dem  Wirbel  ragt  am  Vorderrande  ein 
Plättchen  vor.  Die  lange  Grube  unter  dem  Wirbel  auf  der  Innen- 
seite ist  tief  und  setzt  sich  gegen  den  Hinterrand  fort,  wo  sich  die 
feinen  Grübchen  einstellen. 


[21]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Hegend  von  Silistria  u.  s.  w.  21 

Eine  Anzahl  von  Exemplaren  von  im  allgemeinen  kürzerer 
und  am  Stirnrand  verbreiterter  Form  zeigt  in  allmählicher  Zunahme, 
von  leichten  Andeutungen  bis  zur  ausgesprochenen  Erscheinung,  eine 
hinter  der  gegen  die  vordere  Ecke  des  Stirnrandes  verlaufenden 
gerundeten  Schalenhöhe  auftretende  Furche,  so  daß  die  Form  der 
kleinen  Schalen  in  ihrer  extremsten  Ausbildung  auf  das  lebhafteste 
an  die  Ostrea  (Exogyra)  proboscidea  Arch.  erinnert,  wie  sie  von 
Coquand  (1.  c.  Taf.  16,  Fig.  6)  abgebildet  wurde  nach  einer  der 
von  d'Orbigny  (1.  c.  Taf.  487,  Fig.  a)  als  Ostrea  vesicularis  Lam. 
bezeichneten  kleinen  Formen,  wobei  aber  an  der  Zugehörigkeit 
unserer  Formen  zu  Exogyra  nicht  gezweifelt  werden  kann,  wegen  des 
deutlich  erkennbaren  eingerollten  Wirbels. 

Eine  Anzahl  solcher  Schalen  sind  unter  g  -  k  von  der  Außen- 
und  zum  Teil  von  der  Innenseite  gezeichnet.  Eines  der  Schälchen 
besitzt  noch  —  es  ist  eines  der  winzigen  Stücke  —  Reste  der 
Deckelklappe  (&).  Alle  diese  Formen  fasse  ich  als  eine  polymorphe 
Entwicklung  einer  und  derselben  Art  auf,  die  ich  als  Exogyra  poly- 
morphe!, bezeichnen  möchte,  um  auf  ihre  Variabilität  hinzudeuten. 

Außer  diesen  durchweg  dünnschaligen  kleinen  und  durchweg 
höher  gewölbten  Individuen  liegen  nur  noch  einige  Stückchen  vor, 
welche  flachere  Schalenform  aufweisen  und  zum  Teil  etwas  stärkere, 
das  heißt  dickere  Schalen  besitzen. 

Das  eine  derselben  hat  ganz  den  Umriß  der  kleinen  Exogyra 
sigmoidea  Reuss,  wie  wir  sie  zum  Beispiel  von  Plauen  bei  Dresden 
kennen.  Die  Abbildung,  wie  sie  von  Reuss  (Verst.  d.  böhm.  Kreidef , 
IL,  S.  44,  Taf.  27,  Fig.  1 — 4)  von  viel  größeren  Individuen  gegeben 
worden  ist,  stimmt  aufs  beste,  bis  auf  gewisse  Einzelheiten,  welche 
an  die  Beschaffenheit  der  Innenseite  der  hochgewölbten  Individuen 
von  der  Mirdschawoda  mehr  erinnern  als  an  die  Reuss-Geinitz- 
sche  Art.  Die  zarte  Streifung  oder  Körnelung  des  Vorsprunges  des 
Vorderrandes  wird  bei  der  letzten  nicht  gezeichnet  und  auch  die 
feinen  Grübchen  und  Höckerchen  am  inneren  Hinterrande  sind  ganz 
so  wie  bei  den  gewölbten  Stücken  vom  Karasutale  ausgebildet,  da- 
gegen zeigen  diese  die  Steifung  der  Schloßfurche  unterhalb  des  Wirbels 
nicht,  während  sie  bei  den  beiden  abgebildeten  Stücken  (l  und  m) 
ebenso  deutlich  erhalten  sind,  wie  bei  dem  großen  Exemplare,  trotz 
der  Kleinheit  der  Schälchen,  welches  Reuss  (1.  c.  Fig.  3)  abgebildet 
hat.  Bei  dem  dünnschaligen  Stücke  (/)  legt  sich  die  Schale  förmlich 
um  den  Wirbel  herum  in  der  Form  einer  zierlichen  Faltung,  ganz 
ähnlich  so  wie  bei  meinem  größten  Stücke  (a). 

Eine  fast  kreisrunde,  sehr  kleine,  aber  überaus  wohlerhaltene 
Schale  (n)  sei  als  eine  extreme  Ausbildung  gleichfalls  angeführt. 
Die  Schale  war  mit  dem  Wirbel  angeheftet  und  zeigt  am  Rande 
ringsum  die  feinen  Grübchen  und  Höckerchen,  welche  am  Stirnrande 
in  eine  zarte  Streifung  übergehen.  Am  vorderen  Rande  ist  auch  die 
ohrartig  vorgezogene  Randplatte  mit  solchen  unregelmäßig  verteilten 
Grübchen  bedeckt. 

Dieses  Schälchen,  für  sich  betrachtet,  steht  isoliert  da;  es  fehlt 
aber  nicht  an  einem  Zwischengliede  zu  der  ohrähnlichen  Form  (m), 
durch    ein    ebenso    kleines,    aber   viel   schmäler   gebautes    Schälchen 


22  Franz  Toula.  [22] 

mit  geradem  Vorderrande,  bei  welchem  die  Grübchen  bis  auf  ganz 
schwache  Andeutungen  am  Hinterrande  verwischt  sind. 

Endlich  möchte  ich  auch  eine  auf  der  Außen-(Unter-)Seite  in- 
folge der  Anwachsung  auffallend  deformierte  Schale  zur  Abbildung 
bringen ,  welche  in  bezug  auf  die  Aufblähungsverhältnisse  an  die 
kleinen  Formen  g — k  erinnert,  auf  der  Innenseite  aber  besonders 
durch  den  ohrförmigen  Lappen,  der  auf  dem  Wirbelrande  aufliegt, 
speziell  an  die  Formen  b  und  g  anschließt. 

Dieser  Lappen  ist  durch  zwei  scharfe,  in  eine  Spitze  zusammen- 
laufende Kanten  begrenzt,  muldig  vertieft  und  zeigt  gegen  den  äußeren 
Rand  Anwachslinien,  gegen  den  inneren  Rand  aber  unregelmäßige, 
etwas  gebogene  Streifen.  Diese  Form  (p)  würde  sich  wieder  recht  gut 
mit  der  Exogyra  („Cliama")  conica  Sow.  (1.  c.  Taf.  26,  Fig.  3  aus 
dem  Grünsande)  in  Verbindung  bringen  und  mit  diesem  Namen  auch 
bezeichnen  lassen,  wenngleich  die  auf  der  Innenseite  unter  dem  Wirbel 
auftretende  längliche,  wohl  umgrenzte  Grube  bei  der  angeführten 
So  werby  sehen  Abbildung  nicht  angedeutet  ist.  Grübchen  auf  dem 
Auflager  der  Deckelklappe  sind  bei  unserem  Stücke  am  Hinterrande 
nur  in  der  Nähe  des  Wirbels  zu  erkennen.  In  der  Wirbelgegend 
treten  an  der  Außenseite  zwei  Höckerchen  hervor,  welche  an  jene 
bei  Exogyra  plieifera  Coqu.  (1.  c.  Taf.  36,  Fig.  5,  11  u.  14)  erinnern 
könnten,  eine  Form,  welche  zwischen  Exogyra  conica  Sow.  und  Exogyra 
Matheroniana  d'Orb.  (1.  c.  Taf.  485,  Fig.  4  u.  7)  zu  stehen  kommen 
dürfte. 

Im  Anschlüsse  an  die  Besprechung  der  so  überaus  variablen 
kleinen  Exogyren  von  Mirdschawoda  möchte  ich  auch  die  winzigen 
Formen  in  Betracht  ziehen,  welche  ich  in  den  zweifellos  gleich- 
alterigen  Schichten  an  den  Uferfelsen  der  Donau  zwischen  Kokerleny 
und  Tschernawoda  gesammelt  habe. 

Die  hier  gesammelten  Individuen  sind  durchweg  viel  dick- 
schaliger, auch  bei  gleicher  Größe,  verglichen  mit  den  Stücken  aus 
dem  Karasutale. 

Eines  der  lose  vorliegenden  Stücke,  sehr  ähnlich  der  mit  b 
bezeichneten  Varietät,  ist  mit  der  Deckelklappe  erhalten,  welche 
sich  an  die  unter  1 .  d—f  bezeichneten  Formen  anschließt  und  ganz 
die  charakteristische  Skulptur  dieser  Klappen  aufweist.  Der  unter 
dem  Wirbel  vorgezogene  Vorderrand  ist  sehr  wohl  zu  erkennen. 

Ein  zweites  wohlerhaltenes  Stück  schließt  sich  innig  an  die 
unter  a  abgebildete  Form  an,  nur  ist  hier  der  eingerollte  Wirbel 
deutlich  erkennbar. 

Ein  drittes  Stück  kann  mit  der  unter  g  bezeichneten  Unter- 
klappe zusammengestellt  werden,  nur  ist  hier  das  kleine  Grübchen 
oberhalb  des  vorgezogenen  Lappens  deutlicher  ausgeprägt  und  die 
Furche  unter  dem  W'irbel  tiefer  und  schärfer  markiert.  Wir  haben 
sonach  auch  an  dieser  Stelle  eine  weitgehende  Variabilität  derselben 
Art  vor  uns,  ganz  so  wie  im  nahen  Karasutale. 

Da  das  mit  den  beiden  Klappen  erhaltene  Exemplar  einen  etwas 
stärkeren  Wirbel  aufweist  und  den  Verband  der  beiden  Klappen  er- 
kennen läßt,  soll  es  unter  r  zur  Abbildung  gebracht  werden,  ebenso 
wie  unter  s  ein  stark  verlängertes  Schälchen,  welches  an  die  Varietät  a 


[23]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  23 

anschließt,  aber  die  Reihe  von  Formen  verlängert,  mit  einer  gewissen 
Annäherung  an  Exogyra  arduennensis  d'Orb.  (Terr.  cret.,  Taf.  472,  Fig.  2 
und  Pictet  et  Roux.,  Gres  verts.,  Taf.  47,  Fig.  6). 

Aus  dieser  Gegend  des  Donaugeländes,  gegenüber  der  lang- 
gestreckten Donauinsel,  stammt  auch  ein  gelblich  gefärbter,  fest  ge- 
bundener Sandstein  mit  vereinzelten  größeren  Quarzkörnern,  der  im 
übrigen  aber  ganz  aus  demselben  Material  besteht  wie  die  losen 
Sande  von  Mirdschawoda. 

Derselbe  enthält  eine  Anzahl  von  Schalen  einer  etwas  größeren 
Exogyra,  welche  der  Form  nach  gleichfalls  recht  ähnlich  ist  der 
Exogyra  conica  Soiv..  wie  sie  von  Sowerby  (Min.  Conch.,  Taf.  605, 
Fig.  3)  abgebildet  worden  ist  oder  von  Goldfuß  (Petr.  germ.  IL,  Taf.  87, 
Fig.  1),  nur  daß  die  Einrollung  des  "Wirbels  durch  die  Anwachsung 
etwas  deformiert  erscheint.  Der  an  der  Stirnseite  scharfe  Kiel  ver- 
läuft weiterhin  so  ziemlich  in  der  Schalenmitte  und  verbreitert  sich 
gegen  den  Wirbel,  wo  die  Schale  ziemlich  gleichmäßig  gerundet  er- 
scheint. Die  Oberfläche  ist  mit  etwas  gerunzelten  Anwachslinien 
dicht  bedeckt. 

Die  Zeichnungen  bei  Sowerby  stimmen  mit  jener  bei 
d' Orbigny  (Terr.  cret.,  Taf.  478,  Fig.  5 — 8)  nicht  überein. 
d'  0  r  b  i  g  n  y  hat  eine  Form  mit  ausgesprochen  quer  gerunzelter  Schale 
mit  diesem  Namen  belegt,  welche  sich  annähert  an  die  Exogyra 
plicata,  wie  sie  Goldfuß  zur  Abbildung  gebracht  hat,  eine  kleinere 
Form,  welche  Coquand  offenbar  als  Varietät  neben  der  typischen 
S  o  wer by  sehen  Form  zur  Abbildung  gebracht  hat,  denn  diese  immer- 
hin scharf  ausgeprägte  Oberfiächenbeschaffenheit  läßt  sich  bei  der 
größeren  Form  in  der  Wirbelgegend  nicht  erkennen. 

Die  Exogyra  decussata  Coquand  (1.  c.  S.  30,  Taf.  7,  Fig.  1  — 16) 
gehört  sicherlich  in  dieselbe  Formengruppe  mit  Exogyra  conica,  wie 
schon  aus  der  reichen  Synonymik  hervorgeht.  Die  Gold  fuß  sehe 
Form  (1.  c.  Taf.  86,  Fig.  11)  ist  nur  durch  eine  eigentümliche  Skulptur 
der  Oberfläche  ausgezeichnet,  welche  sich  bei  den  Coquandschen 
Abbildungen  (Taf.  53,  Fig.  5—7  und  14)  wiederfindet.  Dasselbe  gilt 
von  der  Exogyra  cornu-arietis  Goldf.  (1.  c.  Taf.  87,  Fig.  2).  Über 
diese  Form  habe  ich  mich  schon  an  anderer  Stelle  geäußert.  Bei 
einer  der  von  Coquand  unter  diesem  Namen  angeführten  Formen 
(Taf.  8,  Fig.  12)  erscheint  der  Kiel  weit  gegen  den  Hinterrand  ge- 
rückt, was  bei  einem  zweiten  Exemplar  meines  Handstückes  auffallend 
ähnlich  so  ist,  wobei  der  Kiel  nur  viel  schärfer  erscheint,  eine  Er- 
scheinung, welche  mit  der  Gold  fuß  sehen  Abbildung  durchaus  nicht 
stimmt.  In  diese  Formengruppe  gehört  wohl  auch  Exogyra  arduen- 
nensis d'Orb.  (Coquand,  1.  c.  Taf.  60,  Fig.  10)  aus  dem  Albien, 
mit  am  Stirnrande  ähnlich  so  verbreiterter  Schale  wie  Exogyra  conica ; 
wenigstens  liegt  mir  ein  Stück  von  Warmünster  (Grünsand)  vor, 
welches  damit  in  schönster  Übereinstimmung  stünde. 

Aber  auch  die  von  Coquand  auf  Taf.  50,  Fig.  9  abgebildete 
Unterklappe  von  Exogyra  haliotoidea  und  im  Anschlüsse  daran  die  von 
demselben  Autor  als  Ostrea  {Exogyra)  plieifera  (1.  c.  Taf.  36,  Fig.  6 
u.  9)  bezeichnete  Form  hat  einen  ähnlich  gebauten  Wirbel.  Doch 
davon  vielleicht  an  einer  anderen  Stelle. 


24  Franz  Toula.  [24] 

In  diese  Formengruppe,  und  zwar  in  die  nächste  Nähe  von 
Exogyra  conica  Soir.  möchte  ich  das  obenerwähnte,  von  mir  ge- 
fundene Exemplar  stellen,  das  sich  äußerlich  nur  durch  den  Umstand 
unterscheidet,  daß  es  direkt  mit  dem  Wirbel  angewachsen  war. 

Aus  den  Sauden  mit  den  kleinen  Exogyren  stammen  auch  zwei 
Haifischzähne :    Otodus  sp. 

Das  eine,  besser  erhaltene  Stück  zeigt  auf  der  einen  Seite  den 
Nebenzahn,  der  autfallend  weit  nach  rückwärts  gerückt  erscheint, 
etwa  so  wie  es  G  einitz  (Elbetalgebirge,  II,,  S.  209,  Taf.  38,  Fig.  55) 
bei  Otodus  semiplicatus  zeichnet,  mit  welcher  Form  unser  Stück  in 
bezug  auf  die  ungewöhnlich  kräftige,  in  der  Mitte  stark  angeschwollene 
Wurzel  Übereinstimmung  zeigt,  welche  in  ihrem  Umriß  an  jene  der 
viel  jüngeren  Lamna-  Arten  erinnert,  etwa  an  Lamna  Hopei  Ag.  (Poiss. 
foss.,  III.,  Taf.  37  a,  Fig.  27),  indem  die  beiden  Wurzeläste  scharf 
nach  abwärts  gezogen  sind.  ■ 


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Fig.  8. 

Die  Zahnkrone  ist  an  der  Basis  stark  verdickt  und  zeigt  keinerlei 
Anzeichen  irgendeiner  Faltung  in  der  Schmelzschichte.  Diese  ist  viel- 
mehr glatt  und  glänzend.  Die  Außenseite  ist  flach,  die  Innenseite 
stark  gewölbt,  wie  dies  G  einitz  (1.  c.  S.  208)  bei  den  Zähnen  von 
Otodus  appendiculatus  angibt,  von  denen  unser  Stück  durch  die  so 
autfällende  Verdickung  an  der  Basis  und  durch  die  weiter  unten 
aufsitzenden  Nebenzähne  sich  unterscheidet. 

Das  zweite  Stück  ist  etwas  schlanker  und  läßt  unter  der  Lupe 
an  der  Basis  der  Innenseite  eine  zarte  Längsstreifung  erkennen. 
Die  Form  der  Zahnkrone  mit  den  scharfen  Seitenrändern  würde  am 
besten  mit  Otodus  sulcatus  Geinitz  stimmen  (Elbetalgebirge,  L,  S.  294, 
Taf.  65,  Fig.  4),  doch  ist  auch  bei  dieser  Art  die  Schmelzschichte 
an  der  Basis  an  beiden  Seiten  deutlich  gerieft.  Die  Spitzen  sind 
bei  unseren  beiden  Stücken  abgebrochen. 

Außerdem  sammelte  ich  in  den  Exogyrensanden  nur  noch  im 
Querschnitte    fast    kreisrunde    Serpula  -  Röhrchen    mit    Dimensionen, 


[25]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  25 

welche  etwa  jenen  von  Serpula  gordialis  Schloth.  (S.  plexus  Sow.) 
gleichkommen  (Geinitz  1.  c.  L,  S.  282,  Taf,  63,  Fig.  3). 

Von  Mirdschawoda  talaufwärts  halten  die  besprochenen 
Bildungen  weiterhin  an.  Bei  der  Haltestelle  Sa  turn  o  —  sie  ist 
nicht  auf  der  russischen  Karte  verzeichnet  —  vor  Medschidje 
zeigte  der  Steilhang  (Fig.  8)  an  der  Basis  dieselben  an  „Grünsand" 
erinnernden  Bänke.  Hier  bilden  sarmatische  Kalke  den  Plateaurand. 
Es  sind  hellfarbige  Kalkbänke  (1.),  aus  Abdrücken  und  Steinkernen 
von  Bivalven  und  Gastropoden  bestehend. 

Viele  Abdrücke  von  kleinen  Cardien  (Cardium  obsoletum)  und 
eine  kleine  Modiola  spec.  sowie  Buccinum  cf.  baccatum  Bast,  in  mittel- 
großen Abdrücken ;  auch  das  Vorkommen  von  Trochus  ist  nachzuweisen, 
und  zwar  eine  an  Trochus  piclus  Eichw.  anschließende  Form  mit 
Spirallinien. 

Darunter  liegen  Sandsteine  ohne  Fossilien,  welche  wohl  gleich- 
falls sarmatischen  Alters  sein  dürften.  Tief  unten  folgt  dann  eine 
aufgelöste  Schichte  (2.  a)  und  darunter  der  Kreidesandstein  (2.  b). 
Dieser  liegt  horizontal  und  besteht  aus  gelblichen  festen  Bänken  (3) 
mit  großen  Gastropoden  und  Bivalven. 

Es  sind  lichtgelbbräunliche  dichte  Kalke  (3.),  welche  splitterig 
brechen.  Reich  an  Abdrücken  und  Steinkernen  von  Bivalven  und 
Gastropoden.  Unter  den  letzteren  finden  sich  kleine  hochgewundene 
Schalen  wie  Cerithien  und  stark  bauchig  aufgeblähte  Schälchen, 
deren  letzter  Umgang  geradezu  kugelig  aufgebläht  erscheint. 

Ein  Abdruck  läßt  auch  den  zweiten  sehr  kleinen  Umgang 
erkennen.  Dürfte  als  Natica  anzusprechen  sein.  Durchmesser  des 
letzten  Umganges  etwa  3*5  mm,  Höhe  etwa  4  mm. 

Die  Bivalvenabdrücke  lassen  vorwaltend  radial  gestreifte  Formen 
erkennen.  Ein  Abdruck  zeigt  abwechselnd  stärkere  und  schwächere 
Rippen,  über  welche  die  Anwachslinien  hinüberziehen;  der  rückwärtige 
Teil  der  Schale  zeigt  eine  Art  Kiel  und  einen  abgestutzten  Hinter- 
rand. Die  Radialstreifen  und  Anwachslinien  ziehen  auch  über  den 
Hinterteil  der  Schale.    Wirbel  etwas  nach  vorn  gerückt. 

Es  wird  wohl  eine  neue  Form  sein,  doch  reicht  das  Material 
zur  sicheren  Feststellung  nicht  aus.  Liegt  in  mehreren  Abdrücken  vor. 

Ein  zweites  Handstück  von  derselben  Fundstelle  besteht  aus 
einem  oolithischen  gelben  Kalke,  auf  dem  sich  der  Abdruck  einer 
großen,  bauchig  aufgeblähten  Schale  erkennen  läßt,  bei  der  man  an 
Natica  bulimoides  d'Orb.  (1.  c.  Taf.  172,  Fig.  3)  erinnert  wird.  Eine 
genauere  Bestimmung  ist  mir  unmöglich. 

Eine  Strecke  weiter  gegen  Medschidje  hin  zeigt  der  süd- 
liche Steilhang  wieder  etwas  andere  Verhältnisse  (Fig.  9),  indem  er 
hier  auch  auf  der  mittleren  Höhe  des  Hanges  Entblößungen  erkennen 
läßt,  wo  mergelige  mürbe  weiße  Kreidekalke  mit  Ostrea  vesicularis 
anstehen  (2),  wie  sie  Peters  (1.  c.  II,  S.  48  [192])  bei  Umurdscha 
angetroffen  hat.  Peters  hat  in  der  Umgebung  von  Medschidje  auch 
das  Mitvorkommen  von  Sandsteinen  ganz  richtig  beobachtet,  aber 
keine  Fossilienführung  nachzuweisen  vermocht.  Das  Profil,  welches 
ich  an  der  erwähnten  Stelle  beobachten  konnte,  bringt  Fig.  9  zur 
Ansicht. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heit.  (F.  Toula.)  4 


26  Franz  Toula.  [26] 

Die  oberste  Bank  (1.)  besteht  aus  typischen  sarmatischen  Kalken 
von  gelblicher  Färbung  mit  vielen  Fossilresten.  Am  häufigsten  findet 
sich  Cardium  obsoletum  Eichw. ?  selten  Cardium  plicatum  Eichw.  Beide 
meist  in  kleinen  Exemplaren  (Abdrücke  und  Steinkerne).  Von  einem 
kleinen  Trochus  mit  gerundeten  Umgängen  liegt  nur  ein  Abdruck  vor 
mit  zarten  Spirallinien.  Dürfte  zu  Trochus  pictus  Eichw.  gehören 
(M.  Hoernes,  Gastr  ,  Taf.  45,  Fig.  12). 

Von  einem  großen  Trochus  liegt  nur  ein  Abdruck  vor.  Er  ist 
leider  etwas  übersintert,  läßt  aber  deutliche  Knotenreihen  auf  den 
Spirallinien  erkennen. 

Echte  Vesiculariskreide  folgt  darunter;  es  sind  feinkörnig- 
sandige,  reich  glaukonitische  Gesteine  (2.)  mit  der  Ostrea  vesicularis 
Lam.  Eine  stark  aufgeblähte  Unterklappe  liegt  mir  vor,  ganz  ähnlich 


Fig.  9. 

1.  Sarmatische  Stufe.  —  2.  Vesiculariskreide.  —  3.  Sandstein  (Exogyrensandstein- 
horizont).   —    4.   Oolithische   und  feste,  splitterig  brechende  Kalke  mit  Zwischen- 
schichten.    Die   oolithischen   Bänke   liegen   zu  unterst.     Die   Bänke   dieser   Kalke 
entsprechen  dem  Nerineenhorizont. 

derjenigen  Form,  welche  Coquand  (Genre  Ostrea,  Taf.  XIII,  Fig.  2) 
aus  dem  Campanien  abgebildet  hat.  Die  Ränder  sind  etwas  ver- 
brochen. 

Auch  ein  großes,  ziemlich  vollständig  erhaltenes  Exemplar  einer 
Ostrea  vesicularis  habe  ich  gesammelt,  mit  abgerolltem  Wirbel,  10  cm 
lang,  7  cm  breit,  5-3  cm  hoch. 

Bei  der  Eisenbahnstation  vonMedschidje  stehen  die 
Sandsteine  (3.  des  vorigen  Profils)  in  mächtigen  wohlgeschichteten 
Bänken  an.  Dieselben  sind  an  der  Oberfläche  ganz  mürbe  und  ver- 
flachen leicht  geneigt  gegen  NNO. 

Der  Talboden  ist  hier  weit,  flach  und  versumpft.  Die  Hänge 
sind  zum  Teil  steil,  mit  künstlichen  Aushöhlungen  hoch  über  dem 
Talboden,  Bildungen,  wie  man  sie  ähnlich  so  zum  Beispiel  in  der 
Krim  und  in  der  Gegend  von  Rustschuk  und  Schumla  antrifft. 

In  den  festeren  Sandsteinen  dieses  Steilhanges  fand  ich  außer 
einem  Bruchstücke  von  einem  Haifischzahne  nur  Spuren  von  Fossil- 
resten. 


[27]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w. 


27 


Ein  Profil,  das  ich  hier  gezeichnet  habe,  ist  in  Fig.  10  dar- 
gestellt. 

Zu  oberst  liegen  fast  horizontal,  nur  leicht  nordwärts  geneigt, 
gröber  körnige  Sandsteine  mit  bis  erbsengroßen  Quarzkörnern  (1.). 
Darunter  folgen  abwechselnd  mürbe  und  festere  Sandsteinbänke  (2.), 
bei  welchen  die  festeren  Bänke  stellenweise  wie  Gesimse  vorragen. 
Mergelige,  dünngeschichtete  Bänke  lagern  darunter  (3.).  In  den 
mächtigeren  Bänken  zu  unterst  (4.)  konnte  ich  außer  den  undeutlichen 
röhrigen  Gebilden  nichts  irgendwie  Bestimmbares  auffinden. 


Fiar.  10. 


Mein  zweiter  Ausflug  von  Tschernawoda  galt  der 
Umgebung  von  Kokerle nj  südlich  von  Tschernawoda. 

Daß  die  Ufer  daselbst  interessant  zu  sein  scheinen,  hat  Peters 
bemerkt  (1.  c.  S.  43  [187]).  Er  führt  an,  daß  die  „kalksteinigen, 
zum  Teil  tonigen  Jurabänke  von  einer  mehr  oder  weniger  mächtigen 
Schichte  von  miocänem  Kalkstein  überlagert  werden"  und  daß  Ab- 
rutschungen der  Lößmassen  und  der  miocänen  Süßwassertone  —  im 
Profil  1.  c.  S.  188  werden  nur  Kalksteine  der  sarmatischen  Stufe 
eingezeichnet  —  die  anstehenden  Felsen  „stark  überschüttet"  haben. 
Ich  fand,  daß  die  sarmatischen  Schichten  in  der  Form  einer  weißen 
Erde  schon  vor  dem  hier  etwa  7  m  hohen  Trajanswalle,  und  zwar 
an  beiden  Seiten  der  Fahrstraße  auftreten. 

Bei  Kokerlenj  selbst  beobachtete  ich  das  in  Fig.  11  dargestellte 
Profil. 

Unter  diesen  Schichten  treten  erst  die  nerineenführenden  Ge- 
steine auf  (8.).  Von  hier  liegt  mir  auch  ein  weißer,  ausgesprochener 
Requienienkalk  vor.  (Findling.) 

Ich  fand  nur  Steinkernbruchstücke  von  einer  ansehnlich  großen 
Nerinea  mit  einer  breiten  und  tiefen  Falte  an  der  Außen-  und  zwei 
kleineren,  aber  wohlausgeprägten  Falten  an  der  Spindelseite.  Die 
Außenfalte  zeigt  eine  rinnenförmige  Vertiefung  in  der  Mitte. 

Ich  will  diese  Form  als  Nerinea  Dobrudschensis  n.f.  bezeichnen 
(Taf.  I,  Fig.  18  u.  18  a). 

Auch  in  einem  grauweißen,  oolithischen  und  feinkörnigen  Kalke 
fand  ich  diese  Nerineen,  welche  sich  anschließen  lassen  an  die  schon 
erwähnten,  von  Pictet  und  Campich  e  (St.  Croix  II,  S.  228— 231) 
aufgestellten  und  Taf.  LXV  und  Taf.  LXVI,  Fig.  1—4  zur  Abbildung 
gebrachten  Formen  Nerinea  Favrina,  valdensis  und  Blancheti,  welche 
zweifelsohne  in  nächsten  Beziehungen  stehen  zu  der  von  Ferdinand 
Römer  (Versteinerungen  des  norddeutschen  Oolithgebirges.  1836, 
S.  143,  Taf.  XI,  Fig.  27)  als  Nerinea  Gosae  bezeichneten  Art  aus  dem 


28  Franz  Toula.  [28] 

„Portlandkalk"  von  Langenberg  bei  Goslar,  wenngleich  der  Windungs- 
querschnitt das  Vorhandensein  der  Spindelfalten  nicht  erkennen  läßt. 
Am  nächsten  scheint  der  Form  aus  der  Dobrudscha  die  Nerinea 
Favrina  zu  stehen,  doch  unterscheidet  sich  der  Querschnitt  meiner 
Stücke  durch  einfachere  Faltung  an  der  Spindel.  Bei  Nerinea  Favrina 
tritt  nämlich  eine  deutliche  sekundäre  Einfaltung  der  mittleren  inneren 
Vorwölbung  auf,  von  welcher  an  meinem  Stücke  nichts  zu  bemerken 
ist.  (Vgl.  Taf.  I,  Fig.  18  6.) 


Fisr.  11. 

1.  Schöne  Oolithe  mit  sarmatischen  Fossilien.  Auch  ein  weißer  Kalk  tritt  auf,  der 
nur  aus  den  Abdrücken  und  Steinkernen  von  kleinen  Bivalven  besteht.  Kleine 
Cardien  aus  der  Formengrtippe  des  Cardium  obsoletum,  kleine  Ervilien,  Tapes  usw.  — 

2.  Eine  sandigschieferige  Bank.  —  3.  Weiße  kreidige  Bildungen.  —  4.  Eine  tonige 
Schichte.  —  5.  Eine  feste  Kalkhank,  unten  mit  Cardien.  —  6.  Weiße  Mergel.  — 
7.  Gelbliche,   gegen    SW   verflächende   Mergel.    —    8.  Nerineen-Requieniengestein. 

Von  derselben  Stelle  liegt  mir  ein  Stück  vor,  auf  dem  sich  eine 
wohlerhaltene  Deckelklappe  von  Requienia  befindet  (Taf.  I,  Fig.  10). 
Dieselbe  stammt  von  einer  kleinen  Form  her,  welche  nach  erhalten 
gebliebenen  Teilen  der  Schale  spiral  gerollt  gewesen  sein  dürfte, 
mit  gleichmäßig  gerundetem  Schalenquerschnitte,  ähnlich  dem  kleinen 
Exemplar  von  Bequienia  ammonia  Gold/.,  wie  es  Matheron  (1.  c. 
C — 2,  Fig.  3  e)  aus  dem  Urgon  abbildete.  Sie  ist  von  der  Innenseite 
sichtbar  und  läßt  erkennen,  daß  der  Wirbel  sehr  klein  war.  Die  Ober- 


[29]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  29 

fläche  ist  mit  ungemein  zarten,  radial  verlaufenden  Linien  bedeckt. 
Auch  ein  ziemlich  großer  hochgewölbter  Steinkern  eines  Cardium 
liegt  vor,  welches  an  Cardium  Gillieroni  Pkt.  et  Camp.  (St.  Croix, 
Taf.  XIX,  Fig.  2)  aus  dem  Valang  erinnert. 

In  einem  hellfarbigen,  etwas  oolithischen  Gesteine  liegt  der  Ab- 
druck einer  großen  Pleurotowaria  spec.  vor,  welche  der  Pleurotomaria 
Blancheti  Pkt.  et  Camp.  (St.  Croix,  Taf.  LXXVIIL  Fig.  1)  aus  dem 
Valang  zum  mindesten  sehr  nahe  stehen  dürfte.  Sie  besitzt  grobe 
Spirallinien,  und  zwar  nur  fünf  an  der  Zahl,  von  welchen  die  mittlere 
die  stärkste  ist.  (Bei  der  zitierten  Art  sind  deren  sieben  gezeichnet.) 
Die  Röhre  ist  in  den  oberen  Umgängen  gleichmäßig  gewölbt,  während 
der  letzte  Umgang  durch  die  stärkere  Mittelspirallinie  etwas  kantig 
erscheint. 

Eines  der  interessantesten  Fundstücke  von  dieser  Stelle  ist  ein 
Sphärulit,  den  ich  als  Sphaerulites  Dobrudschensis  n.f.  bezeichnen  will. 
(Taf.  III,  Fig.  1.) 

Es  gelang  mir,  aus  einem  größeren  Blocke  dieses  ziemlich 
vollständige  Exemplar  herauszupräparieren.  Ich  stehe  bei  der  Be- 
stimmung einigen  Schwierigkeiten  gegenüber,  weil  der  Erhaltungs- 
zustand ein  etwas  eigenartiger  ist.  Beide  Klappen  sind  erhalten. 
Die  Unterklappe  ist  der  Form  nach  sehr  unregelmäßig  und  war 
aufgewachsen.  Nur  in  der  Nähe  der  Anwachsstelle  erkennt  man  etwas 
deutlicher  den  für  Sphaerulites  charakteristischen  zelligblätterigen  Bau, 
der  obere  Teil  der  Schale  dagegen  ist  durch  Verkalkung  förmlich  in 
dichten  Kalk  umgewandelt.  Die  Oberfläche  ist  unregelmäßig  quer 
gerunzelt. 

Die  Deckelklappe  ist  sehr  flach,  am  Stirnrande  ziemlich  dick, 
gegen  den  Schloßrand  zu  aber  viel  schwächer  gebaut.  Die  flache 
Oberfläche  ist  konzentrisch  gerunzelt  und  besitzt  zwei  leichte  An- 
deutungen von  Furchen,  ähnlich  etwa  jenen,  wie  sie  von  Matheron 
(Rech,  paleont.  Midi  de  France,  Taf.  C — 11,  Fig.  3  d)  bei  seiner 
Monopleura  Coquandi  sehr  scharf  ausgeprägt  gezeichnet  worden  sind. 
Am  Stirnrande  läßt  sich  am  Auflager  eine  zarte  Körnelung  erkennen. 

Die  Form  des  Tieres  ist  als  Steinkern  recht  wohlerhalten. 
Der  gegen  den  Wirbel  der  Deckelklappe  hinziehende  Steinkernteil 
ist  leicht  nach  rückwärts  gekrümmt  und  liegt  flach  geneigt,  jener 
der  Unterklappe  ist  gegen  unten  und  vorn  gezogen  und  zieht  sich  in 
der  Nähe  des  Stirnrandes  als  ein  wenig  dicker  Lappen  am  Rande  hin, 
unter  welchem  man  ganz  ähnlich  so,  wie  es  Bayle  bei  seinen  treff- 
lichen Abbildungen  von  Sphaerulites  Hoeninghausi  de  Moni,  zeichnet 
(Bull.  soc.  geol.  de  France,  XIV,  1857,  Taf.  XIV,  Fig.  2),  den  (nach 
Zittel)  vorderen  Muskel  (a)  erkennt.  (Bayle  bezeichnete  ihn,  bei 
offenbar  anderer  Aufstellung,  als  Adducteur  posterieur  [e].)  Zwischen 
diesem  und  dem  Steinkerne  des  Tieres  zieht  sich  ein  eigenartiger 
Strang  aus  parallel  laufenden,  wie  es  scheint,  zylindrischen  Teilen 
vom  vorderen  Steinkernlappen  gegen  das  untere  Ende  der  Unterklappe 
hinab.  Dieser  Strang  ist  vollkommen  in  kristallisiertes  Material  um- 
gewandelt. Unter  der  Steinkernspitze  der  kleinen  Klappe  glaube  ich 
die  ebenfalls  kristallinisch  umgewandelten  Teile  der  Schloßfalte  zu 
erkennen,    mit   der   Grube   am   inneren   Ende    (y  bei  Zittel,    v  bei 


30  Franz  Toula.  [30] 

Bayle).  Rechts  und  links  davon  liegen  die  beiden  Zahngruben 
(d  und  d'  bei  Zittel,  Paläontologie  II,  S  89).  Von  den  Zähnen 
selbst  sind  nur  eigenartige  lockere  Körperchen  erhalten,  welche  bei 
der  Präparation  zum  größten  Teile  zerfallen  sind.  Auch  sie  waren 
kristallinisch  überkrustet. 

An  das  eine  Individuum  war  vorn  ein  zweites  kleines  ange- 
wachsen Im  hinteren  Teile  befindet  sich  zwischen  dem  Steinkerne 
und  der  Schale  ein  leerer  Raum.  Unter  allen  Individuen  des  zahl- 
reichen Vergleichsmaterials  des  Naturhistorischen  Hofmuseums,  das 
ich  dank  der  Liberalität  der  Abteilungsvorstände  benützen  konnte, 
sind  jene  von  Sphaeridites  Hoeninghausi  de  MouJ.  sicherlich  die  am 
nächsten  stehenden.  Meiner  immer  geübten  Gepflogenheit  getreu, 
bringe  ich  das  Stück  aus  der  Dobrudscha  zur  Abbildung,  damit  der 
eine  oder  andere  Spezialforscher  Kenntnis  von  dem  Vorkommen  er- 
hält. Vielleicht  daß  sich  dadurch  eine  genauere  Deutung  ergibt,  als 
ich  zu  geben  vermag.  — 

An  einer  weiteren  Stelle,  unmittelbar  an  der  Donau, 
treten  die  sarmatischen  Bildungen  in  größerer  Mächtigkeit  hervor, 
und  zwar  etwas  weniges  gegen  die  Donau  verflächend. 

Nahe  der  kleinen  langgestreckten  Insel  dachen  diese  Bildungen 
unmittelbar  gegen  die  Donau  ab,  wo  sie  einen  kleinen  Vorsprung 
bilden.  Hier  sammelte  ich  einige  sehr  wohlcharakterisierte  sarmatische 
Gesteine. 

In  einem  weißen  Kalke  fand  ich  ausnahmsweise  ein  Schalen- 
exemplar eines  großen  dickschaligen  Individuums  von  Tapes  gregaria 
Partsch,  und  zwar  eine  linke  Klappe,  die  sich  gut  herauspräparieren  ließ. 

Es  stimmt  auf  das  beste  mit  der  typischen  sarmatischen  Form 
überein,  nur  die  Zweiteilung  der  beiden  vorderen  Schloßzähne  ist 
nicht  einmal  angedeutet,  was  übrigens  auch  bei  größeren  Exemplaren 
im  Wiener  Becken  ähnlich  so  beobachtet  werden  kann.  (Vgl.  Mor. 
Hoernes,  Wiener  Becken  II,  Taf.  11,  Fig.  2  d.)  Auf  demselben 
Handstücke  fand  sich  auch  Trochus  podolicus  Eichw.  in  der  typischen 
Form  als  Abdruck.  Aber  auch  ein  kleines  wohlausgeprägtes  Individuum 
eines  Trochus  mit  leicht  und  zierlich  geknoteten,  scharf  kielartig  vor- 
tretenden untersten  Reifen  fand  sich  als  Abdruck  vor. 

Ein  anderes  Stück  mit  konvexen  Umgängen  und  einer  zarten 
Spiralstreifung  erinnert  an  Trochus  pictus  Eichw.,  nur  tritt  der  unterste 
Reifen  schärfer  hervor.  Auch  Cardium  obsoletum  fand  ich.  Hellgelbe 
bis  weiße  Oolithe  enthalten  zahlreiche  Steinkerne  einer  großen  Mactra 
podolica,  nebst  zahlreichen  kleinen  Exemplaren  von  Tapes  gregaria  in 
Abdrücken  und  Steinkernen. 

Weniger  häufig  sind  in  dieser  Bank  Abformungen  von  Gastro- 
poden, sie  fehlen  jedoch  nicht,  so  von  Buccinum  baccatum  Bast.  Hie 
und  da  finden  sich  Steinkerne  und  Abdrücke  von  Cardium  obsoletum. 

Die  Rückfahrt  machte  ich  in  einem  Boote,  unmittelbar 
dem  Donauufer  entlang,  in  einem  von  Tschernawoda  nach 
Kokerlenj  beorderten  Kahne,  welchen  ich  der  Brückenbauunternehmung 
zu  verdanken  hatte.  Gegenüber  dem  nördlichen  Ende  der  schmalen 
Donauinsel  stürzt  das  Plateau  steil  gegen  die  Donau  ab.  Hier  traf  ich 
dieselben  Exogyrengesteine  wie  unweit  Mirdschawoda. 


[31]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  n.  s.  w.  31 

Unter  dem  Löß  findet  man  geschichtet  sandig  lehmige  Bildungen, 
welche  offenbar  nichts  anderes  sind  als  aufgelöste  Exogyrensandsteine 
mit  vielen  kleinen  i^zo^ra-Schalen.  Der  unterste  Teil  des  vertikalen 
Steilhanges  unmittelbar  über  dem  Wasserspiegel  der  Donau  (vgl.  das 
nebenstehende  Profil  Fig.  12)  ist  von  festen  Sandsteinbänken  gebildet. 

Diese  Verhältnisse  lassen  sich  der  erwähnten  Insel  gegenüber 
auf  eine  weite  Strecke  bis  gegen  Tschernawoda  hin  verfolgen. 
Peters  hat  auf  seiner  Karte  die  betreffenden  Aufschlüsse  als  oberen 
Jura  bezeichnet.  Da  er  nur  anführt  (1.  c.  II,  S.  43),  daß  die  Ufer 
südlich  von  Tschernawoda  „namentlich  in  der  Umgebung  des  Dorfes 
Kokerlenj"  interessant  zu  sein  „scheinen",  so  dürfte  er  gerade  hier 
keine  eingehenderen  Untersuchungen  vorgenommen  haben,  obgleich  er 
einen  Absturz  von  Kokerlenj  zeichnet  (1.  c.  II,  S.  44)  und  Kalkstein 
und  tonige  Gesteine  angibt.    Er  führt  aus  ersterem  eine  Nerinea  an, 


Fig.  12. 

1.  Löß.  —  2.  Aufgelöster  Exogyrensandstein  mit  vielen  kleinen  Exogyren.  Hat 
zum  Teil  ganz  das  Aussehen  von  Grünsandstein.  Wie  bei  Mirdschawoda  ist  es  ein 
sehr  feinkörniger  Quarzsandstein  mit  eingestreuten  dunkelfarbigen  Quarzkörnern. 
Hier  fanden  sich  Exogyren,  welche  sich  der  Form  nach  vollkommen  an  jene  von 
Mirdschawoda  anschließen  lassen  (Typus  Taf.  II,  Fig.  2  «).  —  3.  Überrollter 
Hang.  —  4.  Feste  Sandsteinbänke  mit  mürben  wechselnd.  Dieselben  sind  wohl 
durch  eine  Wechselwirkung  der  Hocbwasser  und  der  Sandgebläse  in  den  obersten 
Lagen  löcherig,  wie  zerfressen. 

aus  letzterem  eine  kleine  Astarte,  die  er  als  Astarte  submulüstriata 
d'Orb.  (=  Astarte  minima  Goldf.)  bestimmte.  Die  Nerinea  bezeichnete 
er  als  Nerinea  nodosa   Voltz. 

Gegenüber  der  kleinen  langgestreckten  Insel,  die 
nahe  dem  Ufer  liegt,  stehen  die  Exogyrensandsteine  gleichfalls  an 
und  zeigen  etwas  auffallenden  Wechsel  von  festeren  und  mürben 
Bänken,  welch  letztere  hoch  hinauf  ausgewaschen  sind,  während  die 
festeren  Bänke  vorragen,  was  einen  eigenartigen  Anblick  gewährt. 
(Vgl.  Fig.  13.) 

Darunter,  immer  noch  der  Insel  gegenüber,  ist  das  Ufer  ganz 
flach,  indem  die  mürben  Sandsteine  abgetragen  wurden,  doch  treten 
höhere  Ufer  mit  den  Vorragungen  der  festeren  Bänke  bald  wieder, 
und  zwar  auf  eine  längere  Strecke  auf.  An  einer  Stelle  bemerkte  ich 
eine  Schotterlage  darüber,  mit  ziemlich  kleinkörnigem  Material,  auch 


32 


Franz  Toula. 


[32J 


gelbliche,  wie  rostig  aussehende  Sandsteine  treten  im  Hangenden  der 
erwähnten  Liegendsandsteine  auf  und  finden  sich  in  diesem  oberen 
Horizont  größere  Austern  und  Serpula-Röhrchen. 

An  einer  anderen  Stelle  unterhalb  der  Insel,  wo  die  Höhe 
des  Steilabsturzes  auf  etwa  40  bis  50  m  zunimmt,  fand  ich  das  in 
Fig.  14  abgebildete  Profil. 

An  einer  wohlentblößten  Stelle  des  Steilhanges,  dort,  wo  er  am 
höchsten  ansteigt;  konnte  ich  die  in  Fig.  15  wiedergegebene  Schicht- 
folge beobachten. 


Fis-.  13. 


Die  festen  gelblichen  Kalksandsteine  (Fig.  15)  enthalten  ver- 
einzelte Quarzrollsteinchen  und  erscheinen  ähnlich  jenen  an  der  Basis 
des  vorigen  Profils.  (Fig,   14,  5.) 


Fig.  14. 

1.  Löß.  —  2.  Aufgelöste  mürbe,  etwas  schiefrige  Gesteine.  —  3.  Feste  Kalksand- 
steine. —  4.  Helle  geschichtete  Mergel,  mürbe  und  zerfallend  (wie  2.).  —  5.  Kalk- 
sandsteine in  festen  Bänken  (wie  3.)    unmittelbar  über  dem  und  am  Donauspiegel. 


Dieselben  liegen  hier  hoch  über  dem  Niveau  der  Donau  und 
enthalten  neben  Bruchstücken  größerer  echter  Ostreen  auch  die  kleinen 
Exogyren  in  Menge.  Außerdem  finden  sich  auch  spätige  Stücke 
(Stacheln  und  Schalentrümmer  von  Echiniden).  Auch  eine  feinfaserige 
Brachiopodenschale,  vielleicht  von  einer  fast  glatten  Rhi/nchonella 
herrührend,  und  viele  Serpula-Röhren  liegen  vor.  Ebenso  auch  kleine 
Korallen  und  kleine  Nerineen.  Diese  Kalksandsteine  sind  ziemlich 
mächtig.  An  einer  Stelle  findet  sich  in  diesem  Niveau  eine  förmliche 
Muschelbreccie  mit  Exogyren. 


[33]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  33 

Es  ist  ein  ziemlich  festgebundenes  breccienartiges,  aber  nicht 
sehr  grobkörniges  Gestein,  wie  gesagt,  mit  vereinzelten,  aber  nicht 
seltenen  Quarzeinschlüssen.  Enthält  eine  Unmasse  von  zerbrochenen 
Schalen. 

Deutlich  erkennbar  sind  ziemlich  grobröhrige  Serpulen  mit  ge- 
runzelten Röhrenoberflächen  und  kielartigen  scharfen  Vorragungen, 
ähnlich  so  wie  sie  bei  Serpula  Tmchinus  Goldf.  (Petr.  germ.,  Taf.  LXX, 
Fig.  8)  auftreten,  oder  bei  Serpula  lophioda  Goldf.  (1.  c.  Taf.  LXX, 
Fig.  2). 

Bei  den  von  mir  gesammelten  Stücken  (Taf.  I,  Fig.  20)  sind 
diese  Kiele  durch  das  Zusammenstoßen  der  Anwachslinien  gebildet 
und  etwas  unregelmäßig  in  ihrem  Verlaufe.  Sie  sind  nicht,  wie  dies 
gewöhnlich   der   Fall   ist,    auf  Austernschalen   angewachsen,    sondern 


Fig.  15. 

1.  Löß  —  Lehm.  —  2.  Feste  gelbe  Sandsteine.  —  3.  Eine  tonig  mergelige  Schicht, 
bröckelig  zerfallend.  —  4.  Graue  oder  graugelbliche  bis  bräunliche  mürbe  Sandsteine 
(Exogyrengestein).  —  5.  Tonigsandige  Gesteine.  —  6.  Konglomerate  mit  größeren 

Quarzrollsteinen. 

die  Röhrchen  liegen  frei  in  der  Breccie  eingebettet  vor.  Hie  und  da 
findet  sich  auch  hier  ein  Bruchstückchen  von  feinfaserig  gebauten 
Brachiopodenschalen.  Eine  nähere  Bestimmung  derselben  ist  nicht 
möglich. 

Die  spätigen  Stückchen  sind  wohl  Cidaritenstachelstücke.  Von 
Exogyreu  fand  ich  meist  nur  Bruchstücke. 

Wieder  an  einer  anderen  Stelle,  unmittelbar  am 
Ufer  der  Donau,  werden  diese  Sandsteine  sehr  fest,  wenigstens 
in  einzelnen  Bänken. 

Die  Kalksandsteine  zeigen  also  ein  etwas  verschiedenes  petro- 
graphisches  Verhalten  in  den  verschiedenen  Bänken,  und  hin  und 
wieder  nehmen  sie  auch  ein  teilweise  oolithisches  Aussehen  an. 
Ein    derartiges    löcheriges,    etwas    oolithisches    Gestein    könnte    man 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904.  54.  Band,  1.  Heft.  (F.  Toula.)  5 


34  Franz  Toula.  [34] 

geradezu  einen  Exogyrenkalk  nennen.  Auch  darin  die  vereinzelten 
Quarzsteinchen. 

Er  enthält  außer  den  Exogyren  auch  Abdrücke  verschiedener 
unbestimmbarer  anderer  Bivalven  und  walzlich  ästige  Bryozoen- 
stämmchen  bis  zu  15  mm  Durchmesser  in  einer  Form,  welche  auf 
Ceriopora  schließen  läßt.  Aber  auch  große,  napfartig  vertiefte, 
spongienartige  Körper  kommen  vor.  Eines  der  Stücke  hat  12  cm  im 
Durchmesser.    In  demselben  lebten  Lithophagen  eingesenkt. 

In  einer  solchen  in  einem  Cerioporenstocke  eingesenkten  Litho- 
phagenhöhle  läßt  sich  eine  deutliche  und  kräftige  schräge  Riefung 
erkennen,  so  daß  man  die  betreifende  Form  wohl  mit  Lithodomus 
pistilliformis  Reuss  (Böhm.  Kreidef.,  II,  S.  20,  Taf.  36,  Fig.  7  u.  8) 
vergleichen  könnte,  eine  Form,  welche  auch  Geinitz  (1.  c.  I, 
S.  219,  Fig.  21)  gezeichnet  hat  aus  dem  unteren  Pläner  von  Plauen. 

Es  dürfte  sich  bei  dem  betreffenden  Cerioporenstocke  —  der 
Erhaltungszustand  läßt  leider  viel  zu  wünschen  übrig  —  um  eine 
an  Chenendopora  undulata  Mich,  anschließende  Form  handeln,  wie  sie 
von  Geinitz  (1.  c.  L,  Taf.  VII,  Fig.  5)  abgebildet  wurde. 

Darüber  liegt  auf  der  einen  Seite  eine  Masse,  welche  in  bezug 
auf  die  Öffnungen  der  Oberfläche  an  Elasmostoma  consubrinum  d'Orb. 
erinnert.  (Geinitz  1.  c.  I,  Taf.  VI,  Fig.  9.) 

Außerdem  sammelte  ich  einen  rundlichen  Bryozoenstock  mit 
vielen  Anbohrlöchern.  Zahlreiche  dünne  Blätter  liegen  übereinander, 
deren  Oberflächen  ganz  das  rundbucklige  Aussehen  aufweisen,  wie  es 
Quenstedt  (Petrefaktenkunde  Deutschlands,  VI.,  S.  302,  Taf.  154, 
Fig.  13)  bei  Ceriopora  mamillosa  Rom.  (Nordd.  Kreidegeb.,  Taf.  V, 
Fig.  25)  gezeichnet  hat,  oder  Michelin  (Iconogr.  zoophyt.,  Taf.  57, 
Fig.  5)  bei  Ceriopora  globosa  aus  dem   „Juraoolith  von  Calvados". 

Von  großen  Austern  liegen  mir  von  hier  nur  Bruchstücke  vor. 
Sie  lassen  an  die  flachen  Formen  von  Ostrea  hippopodum  Nilss. 
(Geinitz  1.  c.  I,  Taf.  XXXIX,  Fig.  12)  kaum  denken.  Von  den 
von  Coquand  (Genre  Ostrea,  Taf.  XX)  abgebildeten  Stücken  ist  das 
Fig.  5  dargestellte  von  recht  ähnlicher  Form  (Etage  Santonien). 
Vielleicht  hat  man  es  dabei  mit  Ostrea  vesicularis  Brongn.  zu  tun 
(nach  d'Orbigny,  Terr.  cret,  III.,  Taf.  482,  Fig.  2).  Bessere  Stücke 
zeigen  ziemlich  hohe  Wölbung,  dabei  aber  auch  eine  beträchtliche 
Stärke  der  Schale. 

In  einem  anderen  Stücke,  einem  gelben  braunfleckigen,  sandig 
feinkörnigen  und  etwas  oolithischem  Kalke,  finden  sich  zahlreiche 
Spuren  von  Fossilien. 

Deutlicher  sind :  Ein  Abdruck  einer  glatten,  an  der  vorderen 
Seite  gerippten  Schale,  die  man  als  Protocardium  cf.  hillanum  Sow.  sp. 
ansprechen  darf.  Die  Skulptur  ist  sehr  bestimmt  ausgeprägt  und 
auch  die  Form  stimmt. 

Ein  schräg  dreiseitiger  Abdruck  zeigt  in  der  Abformung  eine 
Gestaltung,  so  daß  man  beim  ersten  Anblicke  an  gewisse  Congerien 
lebhaft  erinnert  wird ;  es  ist  wohl  der  Rest  einer  kleinen  Perna. 
Eine  sichere  Bestimmung  ist  unmöglich,  da  nur  der  Abdruck  eines 
Teiles  der  äußeren  Oberfläche  vorliegt  und  es  sich  nicht  feststellen 
läßt,    ob  Bandgruben  vorhanden  waren.     Der  Wirbel  ist   scharf  vor- 


[35]         Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  35 

gezogen  und  spitz,  ähnlich  sowie  bei  Perna  lanceolata  Gein.  (Reuss 
Böhm.  Kreide  II,  Taf.  XXXIII,  Fig.  15)  oder  bei  Perna  acuminata 
Zittel  (Gosaugebilde,  Taf.  XIII,  Fig.  3).  Der  Vorderrand  verläuft 
gerade,  üie  Anwachslinien  sind  kaum  angedeutet  und  ziehen  am 
Vorderrande  gegen  den  Wirbel  hin. 

Perna  lanceolata  liegt  im  „untersten  Quader  von  Tyssa".  Alle  die 
übrigen  zahlreichen  Abdrücke  sind  noch  unvollkommener,  doch  läßt 
sich  das  Vorkommen  einer  kleinen  schlanken  Nerinea  feststellen.  Auch 
ein  kleines  gewölbtes  Cardium  (der  eine  Zahn  ist  angedeutet)  und  ein 
Abdruck  eines  kleinen  Schälchens  mit  scharfen  konzentrischen  Rippen 
ist  erhalten,    welch  letzteres  an  Astarte  cf.  shnilis  Mstr.  denken  läßt. 

Auf  den  Ab  Witterungsflächen  erkennt  man  eine  Menge  kleiner, 
leider  nicht  näher  bestimmbarer  Schälchen.  Darunter  aber  auch 
winzige  Exogyren.  Auch  das  Köpfchen  eines  Cidaris  -  Stachels  liegt 
vor  und  ein  vereinzeltes  elliptisches  Plättchen,  bei  dem  man  an 
^wtedon-Gliederchen  denken  könnte  (Geinitz,  I,  Taf.  XXIII,  Fig.  11c). 


Fig.  16. 

Der  Cidaritenstachel  zeigt  nur  ein  kurzes  Stückchen  von  der 
zylindrischen  Säule  über  dem  Gelenkskopfe,  welches  Längsrippen  er- 
kennen läßt. 

Etwas  unterhalb  der  großen  Don  au  brücke  der 
Eisenbahn  bei  Tschernawoda  finden  sich  zu  oberst  Massen  mit 
den  netzartig  aneinander  grenzenden  grubigen  Vertiefungen  auf  den 
Oberflächen  (Sandgebläse?).  Es  sind  (vgl.  Fig.  16)  mürbe  Kalksand- 
steine oder  sandige  Kalke  mit  Nerineen  (1.),  wie  sie  bei  Kokerlenj 
zu  unterst  auftreten ;  dann  folgt  darunter  eine  feste  Kalkbank  (2.) 
mit  großen  schraubenzieherförmigen  Nerineen  (Nerinea  Dodrudschensis 
n.  /.),  dann  mürbe  (3.,  5.,  6.)  sandige  Schichten  mit  festeren  Bänken 
(4.  u.  5.)  dazwischen. 

Hier  sammelte  ich  in  einem  hellfarbigen,  grauweißen,  sandigen 
Kalke  viele  Bivalven.  Vorwaltend  sind  flache  Schalen,  welche  an 
Teilinen  erinnern  könnten.  Auch  ein  A'a^'ca-Steinkern  liegt  vor.  Nicht 
näher  zu  bestimmen.  Dürfte  sich  am  besten  an  Natica  Brouguieri 
Ph.  Math.  (1.  c.  Taf.  £—16,  Fig.  1,  Etage  neoc.  d'AUauch)  an- 
schließen lassen,    wenngleich   sie  von  einem  viel  kleineren  Exemplar 

5* 


36  Franz  Toula.  [36] 

stammt.  Die  Art  der  Einrollung  ist  eine  ganz  ähnliche.  Der  Abdruck 
der  Wirbelregion  einer  stärker  gewölbten  Trigonia  mit  einer  kräftig 
ausgeprägten  Skulptur  nach  Art  der  Trigonia  scabra  Lam.  (d'Orbigny 
1.  c.  Taf.  296)  fand  sich  in  dem  Nerineenkalke. 

Auch  ein  Abdruck  eines  größeren  Bruchstückes  aus  der  Stirn- 
randregion liegt  mir  vor,  welches  auf  dieselbe  Formengruppe  aus  der 
chloritischen  Kreide  hinweist. 

Der  Abdruck  einer  zierlichen  kleinen,  konzentrisch  gefalteten 
Trigonia  erinnert  einerseits  an  die  Trigonia  longa  Agassiz  (d'Orbigny, 
Terr.  cret.,  Taf.  285,  Fig.  3)  aus  dem  Neokom  der  Provence,  ander- 
seits aber  auch  an  die  Trigonia  Sanctae  Crucis  Pkt.  et  Camp,  aus  dem 
Valang  von  St.  Croix  (1.  c.  III,  Taf.  CXXVIII,  Fig.  1  u.  2).  Der  Form 
nach  schließt  sie  sich  mehr  an  die  erstere  an;  sie  ist  beträchtlich 
in  der  Breite  entwickelt,  die  Faltung  aber  gleicht  mehr  der  zweit- 
genannten Form,  welche  jedoch  viel  höher  ist.  (Dieser  Rest  ist  als 
Trigonia  sp.  auf  Taf.  III,  Fig.  3  abgebildet.) 

Es  fand  sich  auch  ein  hellgelblich  gefärbter,  fester,  sehr  fein- 
körniger Oolith  mit  zahlreichen,  aber  durchwegs  abgerollten  kleinen, 
walzlich  stenglichen  und  scheibenförmigen  Körperchen  auf  den  Ver- 
witterungsoberflächen. Leider  läßt  sich  nichts  sicher  Bestimmbares  fest- 
stellen. Bei  den  Scheibchen  könnte  man  an  gewisse  winzige  Echiniden, 
wie  sie  schon  oben  erwähnt  wurden,  denken ;  noch  näher  aber  läge 
es,  vielleicht  anzunehmen,  man  habe  es  mit  kleinen  abgescheuerten 
Bryozoenstöckchen  zu  tun.  Gewisse  Andeutungen  von  radial  ange- 
ordneten Furchen,  die  gegen  eine  zentrale  Vertiefung  hinführen, 
erinnern  an  Heteroporella  collis  d'Orb.  sp.,  wie  diese  von  Geinitz 
(1.  c.  I,  Taf.  33,  Fig.  6  a)  dargestellt  wurde. 

Daß  Bryozoen  in  diesen  Oolithen  auftreten,  dafür  spricht  auch 
ein  sehr  zierliches  kleines,  fächer-  oder  halbmondförmiges  Stückchen 
mit  einer  stielförmigen  Vorragung  an  der  schön  gekrümmten  Konkav- 
seite, welche  Form  mich  an  Berenicea,  zum  Beispiel  an  ßerenicea 
diluviana  Lam.  erinnert.  An  der  freien  Oberfläche  dieses  Fächers 
sieht  man  deutliche,  sehr  zarte  konzentrische  Runzelungen  und  am 
Rande  lassen  sich  kreisförmige  Zellmündungen  mehr  ahnen  als  be- 
stimmt sehen. 

Die  Form  stimmt  mit  jener  der  Berenicea  Clementina  d'Orb. 
(Terr.  cret.  V,  S.  865,  Taf.  636,  Fig.  1)  aus  dem  Apt  recht  gut 
überein. 

Geinitz  bildete  eine  ähnlich  geformte  Kolonie  als  Berenicea 
(Diastopora)  Hagenowi  Reuss  (Elbetalgebirge  I,  S.  109,  Taf.  XXVI, 
Fig.  12)  ab.  Unser  Stück  ist  durch  die  Regelmäßigkeit  der  Form, 
das  zierliche  Stielchen  an  der  Konvexseite  und  die  verhältnismäßig 
beträchtliche  Dicke  auffallend.  (Abgebildet  auf  Taf.  III,  Fig.  2.) 

Typische  Monopleurenkalke  sammelte  ich  oberhalb  der  Brücke 
bei  Tschernawoda  nur  als  Findlinge.  Sie  enthalten  Monopleura  tri- 
lobata  d'Orb.  mit  langgestreckter  konischer  Unterklappe,  ganz  so  wie 
sie  Matheron  (Rech,  paleont,  Taf.  6—12,  Fig.  5)  abgebildet  hat. 
Aber  auch  Steinkernformen  mit  deutlich  gewundenem  Wirbel  liegen 
vor,  welche  an  Monopleura  varians  Math.  (1.  c.  Fig.  3)  denken  lassen. 
Gewisse    der   Hohlformen    erreichen   recht    ansehnliche    Größen    und 


[37]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  37 

zeigen  schöne  Spiralkrümmung,  während  die  Steinkerne  nur  wenig 
gekrümmt  sind. 

Von  Tscher nawoda  abwärts  bis  Hirschowa  konnte 
ich  das  obenerwähnte  Boot  der  Bauunternehmung  benützen. 

Gleich  bei  Tscher  nawoda  zeigt  der  nördliche  Uferfels 
unter  der  hier  sehr  mächtigen  Lößlage  die  Exogyrenschichten  haupt- 
sächlich in  mürben  sandigen  Bänken  mit  einer  Zwischenlagerung 
einer  Reihe  von  fester  gebundenen  Lagen  (vgl.  Fig.  17). 

Aus  dem  Horizont  der  „festeren  Bänke"  liegt  mir  auch  ein 
gelblicher  Kalk  mit  vereinzelten  Einschlüssen  von  gröberen,  über 
erbsengroßen  Quarzrollstückchen  vor,  mit  vielen  kleinen  gefalteten 
Exogyren  in  einzelnen  Lagen. 

Auch  ein  großer,  fast  kreisrunder  Austerndeckel  fand  sich  in 
einem  oolithischen  Kalksandsteine  mit  dunklen,  winzig  kleinen  Ein- 
schlüssen von  glaukonitischem  Aussehen. 

Hier  sammelte  ich  auch  einige  andere  Reste  von  Bivalven  und 
Gastropoden,  darunter  auch  das  erwähnte,  an  Astarte  erinnernde 
Schälchen. 


Fig.  17. 

1.  Löß.  —  2.  Exogyrenkorizont:  feinsandige,  teils  mürbe,  teils  fester  gebundene 
Bänke  mit  kleinen  gefalteten  Exogyren.  —  3.  Gröbere  Sandsteine,  zum  Teil 
konglomeratartig.  —  4.  Mergelige  Sandsteine  mit  den  kleinen  gefalteten  Exogyren. 

Diese  Ablagerungen  halten  eine  Strecke  weit  an,  bis  gegen 
Sejmen.   Überall  mit  den  kleinen  Exogyren. 

Unterhalb  Sejmen  —  vor  Boatschik  („Boastschik")  — 
fand  ich  die  folgenden  Verhältnisse  (Fig.  18):  Zu  oberst  (1.)  sarmatische 
Sandsteine  mit  Tapes  und  Mactra.  Der  Hang  darunter  (bis  2.)  ist  mit 
Gehängeschutt  überdeckt.  Darunter  bemerkt  man  eine  Schotterlage 
(2.)  über  einer  Kalkbank  mit  Pecten  (3.)  und  erst  unter  dieser,  wenig 
über  dem  Niveau  der  Donau,  den  grünsandartigen  Exogyrensandstein 
(4.),  und  zwar  braungelbliche  Quarzsandsteine  mit  dunklen  (glauko- 
nitischen) Körnchen. 

Die  Pecten-fühvende  Schichte  besteht  aus  einem  gelblichweißen 
Kalke  und  enthält  zahlreiche  Pectenschalen  und  Abdrücke,  die  mich 
an  die  Pectenform  aus  den  „Pectenoolithen"  der  Umgebung  von  Varna 
(Denkschr.  der  Wiener  Akad.  der  Wiss.,  LIX.  Bd.,  1892,  S.  426  ff., 
Taf.  IV,  Fig.  24)  erinnern.  Mit  voller  Sicherheit  wage  ich  es  nicht 
zu  behaupten.  Es  wäre  gewiß  von  einigem  Interesse,  wenn  es  sich 
bei  späteren  Aufsammlungen  in  dieser  Gegend  herausstellen  sollte, 
daß  diese  Pectenoolithe  in  der  Tat  auch  in  der  Dobrudscha  vor- 
handen seien.     Ähnliche   Pectenformen    kommen    wohl    auch    in   der 


38  Franz  Toula.  [3g] 

mittleren  Kreide  vor,  zum  Beispiel  Pecten  multicostatus  Nilss.  (Geinitz 
1.  c.  L,  S.  199,  Taf.  45,  Fig.  1).  Leider  lassen  die  beiden  besser 
erhaltenen  Stücke  nur  die  Innenseite  erkennen.  Es  ist  sowohl  eine 
linke  Klappe  mit  dem  Ohre  als  auch  eine  rechte  Klappe  vorhanden. 
Sonst  liegen  davon  nur  schlechterlialtene  Abdrücke  vor. 

Daneben  fanden  sich  hie  und  da  undeutliche  Bivalvensteinkerne 
oder  -Abdrücke;    auch  eine  Austerndeckelklappe  fand  ich,   und  zwar 


Donau. 


Fig.  18. 

in  einem  Gesteine  ganz  ähnlich  dem  obenerwähnten  festen  gelben 
Kalksteine  mit  den  vielen  kleinen  gefalteten  Exogyren.  Diese  gehört 
sonach  nach  meiner  Meinung  zur  Kreide. 

Das  Tertiär  hält  dann  eine  Strecke  weit  an. 

Bei  Boastsc hik  selbst  sind  die  Hänge  alle  mit  Lehm  be- 
deckt und  bemerkte  ich  hier  vom  Strome  aus  keine  älteren  anstehen- 
den Gesteine. 


Die  kleinen  gefalteten  Exogyren  aus  den  Exogyrenschichten 
von  Tschernawoda  und  nördlich  davon. 

Gleich  unterhalb  Tschernawoda  sammelte  ich  zuerst  kleine, 
recht  wohlausgebildete,  besonders  an  der  Hinterseite  der  Unterklappe 
zierlich  gefaltete  Exogyren,  welche  wieder  einige  Variabilität  auf- 
weisen, indem  neben  verhältnismäßig  niederen  und  stark  verlängerten 
Formen  auch  kürzere  und  höhere  auftroten. 

Von  den  gefalteten  Arten,  welche  d'Orbigny  beschrieb  und 
abbildete,  kommt  in  erster  Linie  seine  Ostrea  (Exogyra)  Boussingaulti 
(Terr.  cret.,  III,  S.  702,  Taf.  468,  Fig.  6—8)  in  Vergleich.  Die  Zahl 
der  Falten  meiner  Stücke  ist  jedoch  etwas  größer  als  bei  der  ge- 
nannten französischen  Neokomform.  Dasselbe  gilt  von  der  Ostrea 
flabeUata  (Goldf.)  d'Orb.  (1.  c.  Taf.  475,  Fig.  4,  5)  aus  dem  Aptien  und 
Albien,  mit  welcher  Coquand  (Gen.  Ostr.,  S.  126)  auch  die  Exogyra 
plicata  Goldf.  (Petr.  germ.,  LXXXVII,  Fig.  5  b— f)  vereinigt  hat. 

Das  beste  meiner  Stücke  hat  eine  Länge  von  19  mm  bei  einer 
größten  Breite  von  14  mm  und  einer  Höhe  von  6  mm.  Die  Zahl  der 


[39]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  39 

Falten  an  der  steil  aufsteigenden  Hinterseite,  von  der  vorderen  Ecke 
bis  in  die  Nähe  des  Wirbels,  beträgt  18.  Dieselben  Falten  ziehen 
bis  zur  Schalenhöhe  hinauf  und  sind  an  der  flachen  vorderen  Seite 
nur  schwach  angedeutet,  während  hier  die  Anwachslinien  vorherrschen. 
Die  Innenseite  zeigt  große  Ähnlichkeit  mit  den  Verhältnissen,  wie  sie 
Goldfuß  bei  seiner  Exogyra  'plicata  gezeichnet  hat  (1.  c.  LXXXVII 
Fig.  5  c). 

Ich  lasse  diese  Form  sorgfältig  zeichnen  (Taf.  III,  Fig.  4)  und 
will    sie    als    Exogyra  ßabellata   d'Orb.    var.    multipUcata    bezeichnen. 

Bei  einem  zweiten  kleinen  Stücke  sind  die  Verhältnisse  etwas 
anders  (Länge  14,  Breite  9,  Höhe  5-8  mm).  Es  ist  gegen  den  Stirn- 
rand zu  gröber  gefaltet.  (Taf.  III,  Fig.  5.)  Die  kurze  Form  hat 
9*7  mm  Länge  bei  einer  Breite  von  7'4  mm  und  einer  Höhe  von 
5*8  mm. 

Zwischen  Sejmen  und  Boastsc hik  sammelte  ich  auch 
eine  fast  kreisförmige  kleine  Exogyra  derselben  Form ;  sie  ist  10  mm 
lang,  8-5  mm  breit,  42  mm  hoch.  (Taf.  III,  Fig.  6.)  Die  Schloßregion 
ist  von  demselben  Baue.  Auch  die  kleinsten  Exemplare  sind  immer 
mit  ganz  wohlausgeprägten  zahlreichen  Falten  versehen.  Die  Deckel- 
klappen sind  ähnlich  jenen  auf  Taf.  II,  Fig.  1  e  dargestellten,  nur 
sind  sie  am  Stirnrande  noch  mehr  verjüngt.  (Taf.  III,  Fig.  7.) 

Von  dieser  Lokalität  liegt  mir  eine  zweite  Form  vor  mit  weniger 
zahlreichen  und  besonders  gegen  den  Stirnrand  zu  kräftigeren  Falten, 
wodurch  die  Annäherung  an  Exogyra  Boussingaulti  d'Orb.  eine  sehr 
weitgehende  wird.  Ich  will  diese  Form  daher  als  Exogyra  cf. 
Boussingaulti  d'Orb.  bezeichnen.  Gegen  den  Wirbel  zu  treten  noch 
die  schwächeren  Falten  auf  (Länge  12  mm,  Breite  8  mm,  Höhe  95  mm). 
Die  Anwachslinien  sind  scharf  ausgeprägt  und  bilden  zum  Teil  wulst- 
förmige  Runzeln.  (Taf.  III,  Fig.  8.) 

An  der  „Ecke  bei  Boastschik"  sammelte  ich  eine  der 
Exogyra  Boussingaulti  nahestehende  Form,  ganz  ähnlich  jener  auf 
Taf.  III,  Fig.  8  dargestellten.  Außerdem  aber  auch  eine  rundliche 
Form,  ähnlich  der  in  Taf.  III,  Fig.  6  dargestellten,  aber  mit  Falten, 
welche  auf  der  Schalenhöhe  eine  Art  Kamm  entstehen  lassen.  (Vielleicht 
durch  eine  Abformung  der  fremden  Unterlage  beeinflußt,  auf  welcher 
das  Schälchen  aufsaß.) 

Von  hier  stammen  auch  zwei  sehr  wohlerhaltene  Deckelklappen, 
wovon  die  eine  das  Aussehen  der  der  Exogyra  haliotoidea  Sow.  ähn- 
lichen Form  hat  (Sowerby  1.  c.  Taf.  25,  Fig.  4),  aber  noch  mehr 
der  Deckelklappe  sich  annähert,  welche  Sowerby  von  Exogyra 
conica  abgebildet  hat.  (Taf.  605,  Fig.  2.)  Man  vergleiche  die  zitierten 
Abbildungen  mit  der  von  meinem  Stücke  gegebenen.  (Taf.  III,  Fig.  9.) 

Eine  andere  Deckelklappe  erscheint  viel  mehr  verlängert,  nimmt 
also  die  Form  an,  bei  der  man  an  Exogyra  sigmoidea  Reuss  (Böhm. 
Kreidef.,  Taf.  XXVII,  Fig.  1-4,  auch  Geinitz,  Elbetalgeb.,  I, 
Taf.  41,  Fig.  14—27)  denken  könnte,  wenn  nicht  die  Beschaffenheit 
der  Innenseite  einige  der  Charakterzüge  der  Exogyra  haliotoidea 
aufweisen  würde  (vgl.  Reuss  1.  c.  Taf.  XXVII,  Fig,  5),  beziehungs- 
weise solche,  wie  ich  sie  bei  der  ausgesprochen  ohrförmigen  Varietät 
aus  der  Gegend  von  Kokerlenj  angegeben  habe.  (Vgl.  Taf.  II,  Fig.  1  e.) 


40  Franz  Toula.  [40] 

Der  Abfall  der  Hinterseite  ist  hoch,  zeigt  die  Anwachsstreifung  und 
eine  leichte,  aber  recht  wohlausgeprägte  Faltung,  wodurch  man  etwa 
an  die  von  Coquand  (Genre  Ostrea,  S.  183)  als  Ostrea  Minos 
von  der  Exogyra  (Ostrea)  Boussingaulti  d'Orb.  abgetrennten  Varietät 
erinnert  wird. 

Die  zahlreichen  kleinen  Exogyren  lassen  sich  sonach  in  unge- 
faltete glatte,  an  Exogyra  conica  Sow.  oder  Exogyra  plicifera  Coqu. 
und  in  gefaltete,  an  Exogyra  plicata  Goldf.  anschließende  Formen 
recht  bestimmt  unterscheiden,  wobei  jedoch  der  Umstand,  daß  bei 
den  kleinen  Individuen  von  Exogyra  conica  in  der  Fassung,  wie  sie 
von  d'Orbigny  und  Coquand  gegeben  wurde  und  wie  es  die 
kleinen  Formen  zum  Beispiel  von  Essen  an  der  Ruhr  oder  von 
Bannewitz  bei  Dresden  erkennen  lassen,  auch  die  Neigung  zu  einer 
Art  von  schräger  Faltung  deutlich  hervortritt,  die  auch  bei  etwas 
größeren  Exemplaren  in  der  Wirbelgegend  erhalten  bleibt. 

Daß  auch  die  Exogyra  Matheroniana  d'Orb.  aus  der  oberen 
Kreide  zu  den  verwandten  Formen  gehört,  ist  klar.  (Vgl.  d'Orb., 
1.  c.  485.)  Zittel  (Bivalven  der  Gosaugeb.,  Taf.  XIX,  Fig.  3.)  hat 
1863  die  ungefalteten  Formen  noch  als  Varietät  beibehalten,  während 
sie  Coquand  (1.  c.  1869,  S.  80)  zu  seiner  Ostrea  plicifera  stellte. 
Gerade  die  schlanke  Form,  welche  Coquand  (1.  c.  Taf.  XXXII, 
Fig.  19)  abbildete,  zeigt  manche  Ähnlichkeit  und  auch  die  freilich 
viel  mehr  ausgesprochene  Faltung  der  Oberklappe  (Coquand  1.  c. 
Fig.  18)  läßt  dies  erkennen.  Es  deutet  dies  auf  Wiederholung  gleich- 
artiger Variabilitäten  in  den  verschiedenen  Horizonten,  welche  es 
wohl  verdienen  würden,  gerade  bei  einer  zu  so  großer  Variabilität 
geneigten  Gattung,  wie  die  Exogyra  eine  ist,  eingehender  verfolgt 
zu  werden ;  für  meinen  Zweck  genügt  es,  die  Formen,  wie  ich  sie 
in  ganz  bestimmten  Schichten  sammelte,  zur  Darstellung  zu  bringen, 
um  sie  bekannt  zu  machen  und  dem  eingehenderen  Vergleiche  zu- 
zuführen. 

Zwischen  Sejmen  und  Boastschik  sammelte  ich  in  den 
Exogyrenschichten  auch  mehrere  Stücke  einer  kleinen  dünnschaligen, 
zum  Teil  stark  gewölbten  Anomia  sp.,  die  vielleicht  zu  Anomia 
truncata  Geinitz  zu  stellen  sein  wird.  (Reuss,  Böhm.  Kreidef.,  II, 
Taf.  XXXI,  Fig.  13  u.  14.)  Die  stark  gewölbten  Schalen  unterscheiden, 
da  nach  Geinitz  (Elbetalgeb.  II,  Fig.  30)  die  Schalen  der  angeführten 
Art  flach  oder  gleichmäßig  flach  gewölbt  sind,  bei  unseren  Stücken 
dagegen  die  Oberfläche  sogar  Wülste  oder  leichte  Falten  erkennen 
läßt.  Die  sehr  dünnen  Anwachslamellen  sind  bei  dem  einen  und 
anderen  Stücke  unter  der  Lupe  recht  deutlich  zu  erkennen.  Es 
fehlen  jedoch  auch  ganz  flache  Schälchen  nicht. 

Außerdem  fand  ich  auch  einen  abgerollten  rundlichen,  sehr  fein- 
zelligen  Bryozoenstock,  der  von  Pholaden  angebohrt,  auf  der  einen 
Seite  bedeckt  ist  von  zahlreichen  Schalen  von  Exogyra,  nebst  ver- 
einzelten Serpula  -  Röhrchen ;  er  dürfte  aus  einem  kalksandigen 
Horizont  stammen ,  ähnlich  dem  mit  den  Requienienschichten  bei 
Rustschuk  im  Verbände  stehenden  oolithisch  -  sandigen  Orbitolinen- 
horizont. 


[41]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  41 

Etwas  unterhalb  Boastschik,  dort,  wo  das  Ufer 
etwas  gegen  den  Strom  vorspringt  („an  der  Ecke"  schrieb 
ich  in  mein  Notizbuch),  laßt  sich  wieder  anstehendes  Gestein  beob- 
achten. (Vgl.  Fig.  19.) 

Hier  fand  ich  zu  unterst  hellfarbigen  Monopleuren-Requienien- 
kalk  (3.),  darüber  über  einer  wenig  mergeligen  mächtigen  Schichte 
löcherigen,  grobkörnigen  Sandstein  (2.),  überdeckt  von  einer  tonigen 
Schichte  (l.)f  darüber  aufgelöste  und  löcherige  Kalksandsteine  mit 
gefalteten  Exogyren,  und  zu  oberst  eine  Lößlehmdecke. 

Die  braunen  aufgelösten  Sandsteine  halten  nun  am  Steilufer 
weithin  an. 

Etwas  weiter  flußabwärts  kommt  man  an  unter  verschiedenen 
Neigungen  gegen  W  verflächenden  Sandsteinen  und  Konglomeraten 
vorüber. 

Bis  hierher  wird,  wie  ich  meine,  über  die  Zugehörigkeit  der 
betreffenden  Bildungen  zur  Kreideformation  ein  Zweifel  kaum  auf- 
kommen können. 


Hanau 


In  der  untersten  Schichte  liegt  ein  typischer,  gelblich  fleckiger 
Monopleuren  -  Requienienkalk  vor.  Er  ist  weiß  und  erfüllt  von  ge- 
wundenen,   also  an  Monopleura  varians  erinnernden  Schalen  i).     Hier 


*)  Schöne  Monopleuienkalke,  ganz  von  demselben  Aussehen,  wie  ich  sie 
unterhalb  Tschernawoda  und  viel  früher  schon  im  Lomtale  bei  Kustschuk  auf- 
gefunden habe,  traf  ich  wenige  Tage  später  als  Bausteinfindlinge  bei  der  alten 
Ruinenstätte  von  „Tromos",  südlich  von  Matschin.  Sie  müssen  seinerzeit  von 
weiter  oben  herabgebracht  worden  sein,  am  wahrscheinlichsten  aus  dem  Lomtale, 
wo  die  Steinbrüche  wohl  schon  im  Altertum  bearbeitet  worden  sind,  wie  die 
künstlichen,  sicherlich  in  der  Zeit  weit  zurückreichenden,  ausgemeißelten  Kammern 
an  den  Steilwänden  beweisen  dürften. 

Das  interessanteste  Stück,  welches  ich  in  diesen  Monopleurenkalken  auf- 
fand, ist  eine  eigenartige  Nerinea,  welche  ich  bezeichnen  will  als: 

Nerinea  (ltieria?)  isteriana  nov.  spec.  (Taf.  I,  Fig.  15). 

Eine  Form  aus  der  Verwandtschaft  der  Nerinea  cyathus  Pkt.  et  Camp. 
(St.  Croix,  Taf.  63,  Fig.  6  u.  7)  aus  dem  Valangien.  —  Die  beiden  Autoren  haben 
diese  Form  als  zu  der  von  Sharp e  (Quart.  Journ.  1850,  S.  104)  als  Ptygmaüs 
bezeichneten  Untergattung  gestellt,  was  mir  mit  der  dort  gegebenen  Beschreibung 
nicht  zu  stimmen  scheint.  Wie  der  von  mir  gesammelte  Rest,  so  hat  auch  die 
angefühlte  Art  von  St.  Croix  weit  übergreifende,  sehr  hohe  und  schmale  Quer- 
schnitte der  Umgänge,  wodurch  die  Zustellung  zu  ltieria  sich  ergeben  würde. 

Ich  habe  von  dieser  Art  nur  ein  einziges  Steinkernbruchstück  gesammelt, 
welches  nur  wenige  Umgänge  erkennen  läßt,  in  der  Ausbildung  der  Faltung  aber 
so  auffallend  erscheint,  daß  ich  das  Stück  mit  einem  Namen  versehen  will.  Der 
Steinkern  ist  sowohl  außen  als  auch  innen  mit  wohlausgeprägten  Spiralrippen  und 
mit  tiefen   Zwischenfurchen    versehen,    die   den   Faltenlappen   entsprechen.     Diese 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1901,  54.  Band,  1.  Heft.  (F.  Toula.)  6 


42  Franz  Toula.  [42] 

fand  ich  auch  eine  sichere  Requienia,  welche  an  die  von  mir  im  Lom- 
tale  bei  Rustschuk  gesammelte  Form  von  Requienia  Lonsdalei  erinnert. 
(Geol.  Unters,  im  östl.  Balkan.  I,  LX.  Bd.  d.  Denkschr.  der  Wiener 
Akad.  d.  Wiss.  1892,  Taf.  I,  Fig.  9.) 

Ein  im  Verhältnis  vorzüglich  erhaltenes  Stück,  das,  wenngleich 
die  Erhaltung  immer  noch  viel  zu  wünschen  übrig  läßt,  wohl  keinen 
Zweifel  aufkommen  läßt  über  die  Zugehörigkeit  zu  Requienia  Lons- 
dalei d'Orb.  aus  dem  Urgon.  Man  vergleiche  die  Abbildung  (Taf.  I, 
Fig.  19)  mit  jener  von  d'Orbigny  (1.  c.  Taf.  C  576,  Fig.  5)  oder 
jener  bei  Pictet  und  Campiche  (St.  Croix,  IV,  CXLI,  Fig.  3), 
welche  freier  gewundene  Formen  vorstellen,  ähnlich  jener  von  der 
unteren  Donau,  von  welcher  mir  von  dieser  Stelle  nur  die  gewundene 
Unterklappe  vorliegt.  — 

In  feinkörnigen,  gelblichgrau  gefärbten  sandigen  Kalken  (Kalk- 
sandsteine) an  der  oberen  Grenze  der  älteren  Schichten  finden  sich 
wieder  vor  allem  kleine  Exogyren,  und  zwar  ausschließlich  solche 
von  den  gefalteten  Formen,  ähnlich  so  wie  an  der  Fundstelle  nahe 
Tschernawoda  und  bei  Boastschik. 

An  den  drei  genannten  Fundstellen  habe  ich  glatte  Formen 
ebensowenig  gefunden,  als  an  der  Lokalität  bei  Mirdschawoda  und 
Kokerlenj  gefaltete  Stücke. 

Die  Unterklappen  sind  je  nach  der  Art  der  Anheftung  ver- 
schiedenartig deformiert,  im  allgemeinen  von  nicht  sehr  beträchtlicher 
Höhe,  mit  kräftigen  Rippen,  welche  von  dem  hinteren  Rande  gegen 
die  Schalenhöhe  hinaufreichen,  wo  sie  zum  Teil  an  einer  kleinen 
Kante  enden. 

Nun  folgen  oberhalb  Topälo  ausgedehntere  Aufschlüsse, 
in  welchen  viele  Steinbrüche  angelegt  sind.  In  dem  obersten  der- 
selben beobachtete  ich  ein  Streichen  von  NW  nach  SO  mit  süd- 
westlichem Verflachen. 

Der  Stein  von  Topälo  ist  ein  dichter,  porzellanartig  aussehender 
Kalk.   Von  Topälo  bis  Kischtaresch  (Ghisdaresci)  treten  niedere  Wände 


Faltung  ist  überaus  weitgehend.  Auch  Nerinea  cyathus  hat  solche  Spiralrippen 
aber  in  viel  geringerer  Zahl. 

Der  Querschnitt  der  Umgänge  ist  unten  weiter,  verschmälert  sich  aber  dort, 
wo  das  Übergreifen  beginnt,  auffällig.  Auf  dem  unteren  Teile  treten  drei  Spiral- 
rippen auf;  zwischen  der  ersten  und  zweiten  finden  sich  in  der  Furche  weitere 
zwei  zarte  Spirallinien,  und  zwischen  der  zweiten  und  dritten  nur  eine  solche.  Am 
oberen  verjüngten  Teile  zählte  ich  11  Spirallinien,    wovon    drei    stärker  vorragen. 

Der  Spindelraum  ist  sehr  weit.  — 

In  diesen  Kalken  finden  sich  typische  Monrpleuren  in  großer  Menge,  und 
zwar  in  Steinkernen  und  Abformungen,  an  welchen  zum  Teil  noch  die  Schalen 
erhalten  sind.   Zwei  dieser  Formen  finden  sich  auf  Taf.  I,  Fig.  16  u.  17  abgebildet. 

Das  eine  dieser  Stücke  stimmt  auf  das  beste  überein  mit  Monopleura  trilo- 
bata  d'Orb.,  derjenigen  Form,  welche  in  dem  von  mir  besuchten  Gebiete  am  häufigsten 
auftritt;  das  zweite  (Fig.  17)  zeigt  gewundene  Hörner  und  schließt  sich  enger  an 
Monopleura  varians  Matheron  an.  Die  von  Peters  (1.  c.  II,  S.  184,  Taf.  II,  Fig.  6) 
als  Diceras  monstrum  bezeichnete  Form  scheint  mir  damit  in  schönster  Überein- 
stimmung zu  stehen,  bei  welcher  Form  Peters  auch  an  „Requienia"  varians  Math. 
erinnert  wurde.  Die  von  Peters  unter  demselben  Namen  abgebildeten  Formen 
(1.  c.  Fig.  7  u.  8)  schließen  sich  näher  an  die  Monopleura  trüobata  d'Orb. 


[431  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  43 

auf,  aus  wohlgeschichteten  hellen  Kalken,  von  dem  ganz  gleichen 
Aussehen,  die  jedoch  besonders  in  den  unteren  Lagen  viele  Horn- 
steinkonkretionen  umschließen  und  geknickt  erscheinen. 

Oberhalb  Hirschova  treten  stark  erodierte  und  am  Ufer 
förmlich    in   bizarre    Pfeiler    und    Säulen    aufgelöste   Uferfelsen    auf. 

Ähnliche,  aber  klotzige  Felsmassen  bilden  die  Ufer  bei  Hirschova, 
wo  zwischen  dieselben  alte  Befestigungen  hineingebaut  sind.  Hornstein- 
führende  Kalke  mit  einer  Decke  aus  mürberen  Gesteinen. 

Auf  der  Strecke  zwischen  Topälo  und  Hirschova  wurden  meine 
Beobachtungen  durch  heftige  Gewitter  und  Regengüsse  ungemein 
erschwert,  ja  auf  eine  weite  Strecke  hin  förmlich  unmöglich  gemacht, 
infolge  der  teilweisen  Überflutung  der  Aufschlüsse.  Auf  dieser  Strecke 
liegen  aber  die  Fundstellen,  an  welchen  nach  Anastasius  Dar- 
stellung und  nach  seinen  Aufsammlungen  die  Juraformation  vorherrscht 
(vgl.  Anastasi u,  Contribution  ä  l'etude  geologique  de  la  Dobrogea. 
These.  Paris  1898,  S.  66—87),  während  bis  über  Boastschik  hinaus 
die  Kreide  auftritt. 

Über  das  Gebiet  zwischen  Rassova  an  der  Donau  und  Küstendsche 
am  Schwarzen  Meere  gab  Michel  (Bull.  soc.  geol.  de  Fr.,  2.  Ser.,  XIII, 
1856,  S.  539 — 542)  eine  geologische  Notiz,  welche  K.  Peters  ent- 
gangen sein  dürfte,  da  er  sie  in  dem  Literaturverzeichnisse  nicht  an- 
geführt hat.  Michel  erwähnt  die  gleichmäßige  Bedeckung  des  Landes 
mit  einem  sandig  glimmerigen  Lehm,  unter  welcher  auf  der  genannten 
Strecke  Kalke  und  Sande  der  Kreide  in  fast  horizontaler  Lagerung 
hervortreten.  Er  deutet  die  Kalke  mit  Nerineen,  Pteroceras,  Korallen 
und  anderem  zutreffend  als  Neokom.  Auch  Kalke  mit  „Orbitolithes11 
führt  er  an,  was  die  Ähnlichkeit  mit  den  Verhältnissen  bei  Rustschuk 
noch  vermehrt.  Weiter  im  Osten  (8  km  von  der  Donau)  fand  er 
Schichten  des  Grünsandes  und  der  echten  Kreide  zum  Teil  mit  Feuer- 
stein. Der  Grünsand  wurde  durch  gröberen  Sandstein  eingeleitet.  Aus 
dem  Grünsande  gibt  er  nur  das  Vorkommen  von  Resten  einer  großen 
Ostrea  an.  Auch  die  tertiäre  Überlagerung  hat  er  beobachtet  ohne 
Angabe  über  den  betreffenden  Horizont.  Das  namhafte  Vorkommen 
von  Cardien  wird  hervorgehoben  und  verrät  das  Sarmat.  Das  Vor- 
kommen der  Äquivalente  des  Grünsandes  ist  mir  gelungen  zu  be- 
stätigen, wenn  die  betreffenden  Gesteine  auch  zumeist  in  Wirklichkeit 
als  „Grünsand"  nicht  angesprochen  werden  können,  da  die  Glaukonit- 
körner an  den  meisten  der  von  mir  besuchten  Stellen  nicht  nach- 
gewiesen werden  konnten.  Das  (S.  541)  erwähnte  Vorkommen  von 
Kalken  mit  Orbitolithes  (6  hm  von  der  Donau)  habe  ich  nicht  gesehen 
und  auch  Peters  hat  ähnliches  nicht  wahrgenommen.  Am  Karasu 
habe  ich  nur  ein  Stück  gefunden,  welches  mich  petrographisch  leb- 
hafter an  die  Orbitolinenkalksteine  von  Rustschuk  (Lomtal)  erinnerte. 

Interessante  neuere  Beobachtungen  hat  V.  Anastasiu  mitgeteilt 
(Bull,  soc  geol.  de  Fr.  1896,  3.  Ser.,  XXIV,  S.  595—601),  und  zwar 
an  Felsen  des  Steilufers  der  Donau  bei  Tschernawoda,  Topälo  und 
Cekirgeoa  (Tschikirdsche  bei  P  e  t  e  r  s).  Nur  bei  Tschernawoda  wird  das 
Vorkommen  von  Monopleurenkalk  über  tonigen  Kalken  des  Kimeridgien 
mit  Terebratula  subsella  festgehalten,  während  an  beiden  anderen 
Stellen   nur  Malmschichten   (Rauracien,    Sequanien    und  Kimeridgien) 

6* 


44  Franz  Toula.  [44] 

angenommen  wurden.  Besonders  das  Kimmeridge  von  Tschikirdsche 
erscheint  festgestellt  durch  das  Verkommen  „zahlreicher  Ammoniten". 
Es  sind  vier  Planulaten:  Perisphinctes  cf.  Achilles  d'Orb.,  Per.  Fontannesi 
Choffat,  Per.  Wartete  Buh.  und  Per.  Mazuricus  Buh.  Außerdem  wird 
Pelfoceras  bimammatum  Qitenst.  genannt.  Anastasiu  war  glücklicher 
als  Peters,  der  wohl  zahlreiche  Fossilien  fand,  die  sich  schwierig 
herausbringen  ließen,  und  ich,  der  gerade  vor  Topälo,  auf  vorher  herr- 
licher Bootsfahrt,  ein  fürchterliches  Unwetter  durchzumachen  hatte, 
das  ich  in  einer  elenden  Steinbrecherbaracke  über  mich  ergehen 
lassen  mußte,  worauf  ich  dann  in  den  überschwemmten  Aufschlüssen 
nichts  arbeiten  konnte. 

In  einer  späteren  Notiz  (Bull.  soc.  geol.  de  Fr.  1898,  3.  Ser.,  XXVI, 
S.  192 — 194)  besprach  derselbe  Autor  die  Kreide  der  Dobrudscha. 
Von  „Tschernawoda,  Rassova,  Saligny  (V  auf  der  russischen  Karte 
nicht  angegeben)  etc."  wird  das  Vorkommen  von  Neokom,  Barreme 
und  Apt,  das  erstere  in  mediterraner  Fazies,  angegeben.  Obere  Kreide 
weit  verbreitet. 

V.  Paquier  hat  die  Fauna  der  Rudistenkalke  der  Dobrudscha 
(Anastasius  Material)  durchbestimmt  und  darunter  die  mit  bulgari- 
schen Formen  übereinstimmenden  bezeichnet.  [Matheronia  aus  der 
Gruppe  der  Math,  gri/plwides,  Monopleura  sp.,  Dtceras,  Heterod 'iceras  sp., 
Valhtia  sp.]  (Bull.  soc.  geol.  de  Fr.  1901,  4.  Ser.  I,   S.  473  u.  474.) 

Die  ausführlichere  Abhandlung  Anastasius  aus  demselben 
Jahre  wird  an  der  geeigneten  Stelle  zur  Benützung  herbeigezogen 
werden.  (These :  Contribution  ä  l'etude  geologique  de  la  Dobrogea 
[Roumania].  —  Terrains  secondaires.  Paris  1898.) 

Das  Verhältnis,  in  welchem  Jura  und  Kreide  in  der  südlichen 
Dobrudscha  zueinander  stehen,  ist  ein  gewiß  immer  noch  sehr  rätsel- 
haftes und  bedarf  noch  der  näheren  Aufklärung.  Das  Vorkommen 
von  Jura  bei  Medschidje  im  Karasutale  ist  nach  Peters  (1.  c.  II, 
S.  44  [188])  ein  räumlich  sehr  beschränktes,  „ein  kleiner  Buckel", 
der  „aus  dem  Gehänge  hervorragt".  Anastasiu  hat  auf  der  Karte 
zu  seiner  inhaltreichen  Abhandlung  eine  größere  Fläche  unmittelbar 
bei  dem  genannten  Orte  als  Jura  ausgeschieden,  dagegen  den  langen 
Jurastreifen  auf  der  Peters  sehen  Karte,  der  von  West  nach  Ost 
verlaufen  soll,  nicht  verzeichnet,  was  mir  begreiflich  erscheinen 
könnte,  doch  finde  ich  im  Text  nichts  Ausführlicheres  darüber  an- 
geführt.    Nur  auf  S.   110  finde  ich  eine  ganz  kurze  Erwähnung. 

Das  zweite  Gebiet,  wo  die  beiden  Formationen  nahe  aneinander 
treten,  ist  jenes  unterhalb  Tschernawoda  oder  vielleicht  genauer  unter- 
halb Boastschik.  denn  bis  dahin,  das  heißt  bis  nach  der  Krümmung 
des  Stromlaufes  bei  dem  letztgenannten  Orte,  glaube  ich  die  untere 
Kreide,  etwa  Neokom,  Apt,  und  vielleicht  auch  unteres  Cenoman,  an- 
nehmen zu  dürfen. 

Wie  es  sich  in  der  Gegend  von  Silistria  verhält,  bedarf  auch 
noch  der  Aufklärung,  denn  daß  die  Kalke  des  Gebietes  von  Silistria 
südwärts  Kreidekalke  —  Monopleuren-Requienienkalke  —  sind,  dürfte 
aus  meinen  Darlegungen  hervorgegangen  sein.  Bei  Ostrov  jedoch, 
östlich  von  Silistria,  kaum  5  hm  weit  davon  entfernt,  verzeichnet 
Anastasiu   Jura,    der   sich   bis   gegen   Rassova    erstrecken    würde. 


[45]  Geologische  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria  u.  s.  w.  45 

Sowohl  die  Angaben,  welche  Peters  über  die  Vorkommnisse  in  den 
Tälern  von  Rassova  macht  (1.  c.  S.  44  [188],  als  auch  jene  bei 
Anastasi u  (1.  c.  S.  78  u.  79)  lassen  erkennen,  daß  es  an  wirklich 
zur  Altersbestimmung  überzeugend  verwendbaren  Fossilien  mangelt. 
Angenommen,  die  Verteilung  von  Jura  und  Kreide  auf  der  Karte 
Anastasius  sei  als  vollkommen  zutreffend  zu  bezeichnen,  so  würde 
dies  schließen  lassen  auf  eine  sehr  merkwürdige  Zerstückung  des 
Tafellandes  in  eine  Anzahl  von  zumeist  wohl  an  Seigerklüften  vor 
der  Abtragsperiode  und  vor  Ablagerung  der  weithin  recht  gleichmäßig 
entwickelten  sarmatischen  Bildungen  in  verschiedene  Höhenlage 
gelangte  Schollen:  jene  von  Silistria,  Tschernawoda — Constanza 
(Küstendsche),  wo  Kreide,  und  jene  von  Ostrov — Essenkiöi — Aliman 
und  Hirschova— Topälo,  wo  Jura  wie  die  Kreide  in  schwebender 
Lagerung  der  Schichten  die  heutige  Plateaufläche  bilden.  Es  ist  dies 
ein  Verhältnis,  welches  es  wohl  verdienen  würde,  eine  genauere 
Feststellung  durch  neuerliche  Untersuchungen  im  südlichen  Teile  der 
Dobrudscha  zu  erfahren. 


46  Franz  Toula.  [46] 


Inhaltsangabe. 


Seite 

Einleitung- [1] 

1.  Beobachtungen  in  der  Gegend  von  Silistria [3] 

Bausteine  von  Silistria.  Oolith,  Nerineenkalk [4] 

Süßwasserablagerungen  östlich  von  Silistria [5] 

Congerienschichten      [5] 

Nerineenkalke  von  Birtschma [7] 

Zwischen  Birtschma  und  Aflatlar.  Oolith  und  Exogyra  plicata  ...  [8] 
Bei  Aflatlar  Diluvium  und  sarmatische  Schichten  über  Monopleuren- 
kalk,  welche  weithin  anhalten  (Akkandelar,  Balabanlar).  Wasser- 
armut des  Gebietes;  tiefe  Brunnen [9] 

Bei  Haskiöi  Süßwasserkalk  als  Baustein [10] 

Zwischen  Doimuschlar  und  Srebrena.  Süßwasserkalk  anstehend  über 

Nerineenkalk.  Abrasionsfläche  auf  Nerineenkalk [11] 

Auch    bei  Witren   und   auf  der  Donauterrasse   gegen  Tatarica   Süß- 
wasserkalk    [12] 

2.  Aus  der  Umgehung  von  Tschernawoda  in  der  Dohrudscha [12] 

Das  Karasutal  mit  den  südrussischen  Limanen  zu  vergleichen    .    .    .  [13] 

Nerineen-Monoplenrenkalk  bei  Mirdschaw^da [13] 

Grünsandartige  Gesteine,  unter  Lößlehm,  mit  Gerölleinlagerungen  im 

unteren  Teile [15] 

Die  kleinen  ungefalteten  Exogyren  von  Mirdschawoda  .  .  .  .  [16] 
Bei   Saturno    vor   Medschidje :    Sarmatiscbe   Schichten   mit   Cardien, 

Trochus,  Ceriihium  etc.  über  Kreide.    Vesicularis-,  Exogyren-   und 

Nerineenhorizont [25] 

Ausflug  nach  Kokerlenj  südlich  von  Tschernawoda [27] 

Oolithe    sowie   kreidige   und    tonige  Ablagerungen    des    Sarmatischen 

über  weißen  Mergeln  (obere  Kreide?)  und  Nerineenkalk     ....  [27] 

Sphaerulites  Dobrudschensis [29] 

Mächtiges  Sarmat  unmittelbar  an  der  Donau [30] 

Exogyrensandstein  mit  Bryozoen  nördlich  von  Kokerlenj [31] 

Vorkommen  von   Protocaräium  hillanum |34] 

Sandiger  Nerineenkalk  unterhalb  der  großen  Donaubrücke [35] 

Monopleurenkalk  oberhalb  der  Brücke [36] 

Exogyrensandsteine  bei  Tschernawoda [37] 

Sarmat   und   Pectenoolith    über  Exogyrensandstein   zwischen  Sejmen 

und  Boatschik [37] 

Die  ge  fal  teten  Exogy  ren  von  Tschernawoda  und  nördlich  davon  [38] 

Monopleuren-Requienienkalk  unterhalb  Boastschick [41] 

Von  Topälo  nach  Hirschowa [42] 


Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer 

Randbildungen. 

Von  Dr.  W.  Petrascheck. 

Mit  einer  Tafel  (Nr.  IV)  und  einer  Textfigur. 

Als  ein  Glied  des  periadriatischen  Bogens  tritt  nördlich  von 
Brixen  eine  Masse  granitischer  Gesteine  zutage,  die  als  Brixener 
Masse  bekannt  ist,  obwohl  der  ihr  den  Namen  gebende  Ort  außer- 
halb derselben  gelegen  ist.  Aus  diesem  Grunde  versuchte  Löwl1) 
für  sie  den  Namen  Iffinger  Kern  zu  substituieren,  es  blieb  jedoch 
trotzdem  der  althergebrachte  Name  in  Gebrauch.  Seit  den  eingehenden, 
von  einer  chemischen  Analyse  des  Hauptgesteines  begleiteten  Beschrei- 
bungen, die  Pich ler2)  im  Jahre  1871  von  den  Gesteinen  dieser 
Masse  geliefert  hat,  sind  dieselben  nicht  mehr  Gegenstand  spezieller 
Untersuchung  gewesen.  Dahingegen  erfuhren  die  tektonischen  Ver- 
hältnisse durch  die  Aufnahmen  Tellers3)  ein  eingehendes  Studium, 
durch  welches  unter  anderem  der  Zusammenhang  der  Brixener  Masse 
mit  derjenigen  des  Iffinger  sichergestellt  wurde,  für  welche  letztere 
neuere  Untersuchungen  von  Grubenmann4)  und  Künzli5)  vor- 
liegen. Tellers  Aufnahmen  zeigten  ferner,  daß  die  Judikarienlinie 
in  der  Gegend  von  Peus  ihr  Ende  erreicht  und  eine  Kontaktzone, 
bestehend  aus  feldspatreichen  oder  quarzitischen  lamellaren  Grenz- 
gesteinen, den  Südrand  der  Masse  begleitet. 

Die  schon  Pichler  aus  der  Umgebung  von  Mauls  bekannten 
und  als  Oligoklasschiefer  bezeichneten  Gesteine  wurden  als  eine 
nördliche,  als  Derivat  des  Hauptgesteines  aufzufassende  Grenzzone 
von  Tonalitgneis  erkannt,  wodurch  die  Analogie  mit  den  Verhält- 
nissen am  Nordrande   der  Adamellomasse  festgestellt  wurde. 

Neuerlich  beschäftigte  sich  auch  Rothpletz6)  vorübergehend 
mit  der  Brixener  Masse.  Sein  Profil  verquert  die  Masse  in  der  Gegend 
vonMeransen.  Rothpletz  spricht  das  Hauptgestein  ebenso  wie  Löwl 
als  Granit  an. 


')  Petermanns  Geogr.  Mitteil.  1893,  pag.  112. 

2)  Neues  Jahrbuch  1871,  pag.  256. 

3)  Verhandl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1881,  pag.  69. 

4)  Vierteljahrschrift  d.  Naturf.  Ges.  Ziitich  41  (1896),  pag.  340. 
6)  Tschermaks  Mitteilungen  18  (1899),  pag.  412. 

6)  Querschnitt  der  Ostalpen,  pag.  162. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Ueichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Ilett.  (W.  Petrascheck.) 


48  Dr.  W.  Petrascheck.  [2] 

Kurze  Erwähnung  finden  die  Felsarten  der  Brixener  Masse  auch 
noch  durch  Cathrein1),  Blaas2)  und  in  dem  Führer  zur  Tauern- 
exkursion  durch  Becke3).  Während  nun  für  ähnliche  Massen  tonali- 
tischer  und  granitischer  Gesteine  neuere  petrographische  Spezial- 
untersuchungen von  Salomon,  Grubenmann,  Becke  und  Grab  er 
vorliegen,  fehlt  es  an  solchen  für  die  Brixener  Masse.  Diese  Lücke 
auszufüllen  ist  die  Aufgabe  der  folgenden  Zeilen.  Das  Material  hierzu 
rührt  in  erster  Linie  von  Aufsammlungen  Herrn  Prof.  Di.  F.  Beck  es 
her,  in  dessen  Institut  und  mit  dessen  vielfacher  Unterstützung  die 
nachfolgenden  Untersuchungen  ausgeführt  wurden.  Ergänzt  und  erweitert 
wurde  dieses  Material  durch  die  im  Museum  der  k.  k.  geologischen 
Reichsanstalt  niedergelegten  Belegstücke  zu  den  Aufnahmen  des 
Herrn  Bergrates  Dr.  F.  Teller,  über  welche  er  mir  auf  Grund  seiner 
eingehenden  Tagebuchnotizen  ausführliche  Auskünfte  zu  erteilen  die 
Güte  hatte.  Beiden  Herren  sei  hier  auf  das  wärmste  gedankt.  Ich 
selbst  kenne  die  Brixener  Masse  nur  von  einem  kurzen  Besuche  der 
Aufschlüsse  zwischen  Mauls  und  Grasstein  her. 


Granitit. 

Das  Hauptgestein  der  Brixener  Masse  ist  ein  mittelkörniger 
Granitit  mit  weißen  Feldspaten,  reichlichem  graulichweißen  Quarz 
und  kleinen,  glänzend  schwarzen  Biotiten.  Unter  dem  Mikroskop 
erkennt  man,  daß  Plagioklase  die  Hauptmasse  des  Gesteines  bilden, 
Orthoklas  tritt  dagegen  zurück.  Allotriomorpher  Quarz  ist  in  fast 
gleicher  Menge  wie  letzterer  vorhanden  und  gibt  sich  als  jüngstes 
Erstarrungsprodukt  kund.  Die  Menge  des  Biotits  ist  gering.  Apatit 
und  auch  Zirkon  sind  häufige,  Orthit  ein  seltener  akzessorischer 
Bestandteil. 

Die  meist  automorphen  Plagioklase  haben  meist  nach  1/ 
tafelförmige  Gestalt.  Neben  M  sind  noch  die  Flächen  P,  /,  T,  o  und 
x  des  öfteren  zu  beobachten.  Wo  sie  nicht  selbst  ausgebildet  sind, 
geben  sie  sich  doch  oft  an  den  Anwachsstreifen  der  sehr  ausgeprägten 
Zonenstruktur  zu  erkennen. 

Zwillingsbildung  nach  dem  Albitgesetze  herrscht,  seltener  sind 
Periklinlamellen.  Karlsbader  Doppelzwillinge  sind  häufig.  Auch  in  dem 
verhältnismäßig  frischen,  in  den  Steinbrüchen  von  Grasstein  ge- 
wonnenem Gesteine  machen  sich  an  den  Plagioklasen  Zersetzungs- 
erscheinungen unter  Muscovitbildung  geltend,  die  mit  Vorliebe  in  den 
basischeren  Kernen  beginnen.  Zonenstruktur  mit  von  innen  nach  außen 
abnehmender  Basizität  ist  sehr  schön  ausgebildet.  Nicht  selten  gewahrt 
man  basische  Rekurrenzen,  oft  mehrere  in  einem  Kristall. 

Die  vorgenommenen  Messungen  lehrten  folgendes:  Bei  einem 
Karlsbader  Doppelzwilling,  von  dem  ein  Individuum  _]_  zu  M  und  P 
geschnitten  war4),  ergab 


J)  Neues  Jahrbuch  1890,  I,  pag.  73. 

2)  Geologischer  Führer  durch  die  Tiroler  und  .Vorarlberger  Alpen,  pag.  559. 

3)  Führer  für  die  geologischen  Exkursionen  in  Osterreich.  IX.  Internationaler 
Geologen-Kongreß,  VIII,  pag.  40. 

*)  Über  die  Methode  vergl.  Becke  in  Tschermaks  Mitteil.  18  (1899),  pag.  506. 


[3]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbilduugen.  49 

in  der  Hülle     .     .     .     26-7°,  d.  i.  49%  An, 
in  der  Außenzone      .     17°,  d.  i.  30—40%  An. 

Eine  noch  nicht  zersetzte  Stelle  des  Kerngerüstes  im  Zwillings- 
individuum hatte  eine  Auslöschungsschiefe  von  23-7°,  was  nach  den 
Tafeln  von  Michel  Levy')  einem  Plagioklas  von  ungefähr  60%  An 
entspricht,  eine  Basizität,  wie  sie  in  diesem  Gesteine  nicht  wieder 
beobachtet  wurde.  In  dem  sich  an  die  Außenzone  anschließenden 
Myrmekitsaum  ging  die  Auslöschungsschiefe  bis  auf  die  der  Grenz- 
oligoklase  herab. 

Ein  nur  durch  den  äußeren  Teil  eines  Kristalles  gehender,  also 
den  Kern  nicht  mehr  treffender  Schnitt  ließ  die  Untersuchung  nach 
der  ebenfalls  von  Becke2)  angegebenen  Methode  durch  Bestimmung 
des  Achsenaustrittes  zu. 

An  einem  Albitzwilling  wurde  gemessen 

innen      .     .     .     .     ABu.  =  31°,  das  entspricht  36%  An, 

in  der  Hülle   .     .     AB*  =  17°,     „  „  29%  An. 

Dieselbe  Methode  ergab  an  einem  anderen  Albit  und  Periklin- 
zwilling 

innen      .     .     .     AB*  =  15-5°,  d.  i.  28%  An, 

AB  Tz  =  220,  d.  i.  28%  An, 
in  der  Hülle   .     AB*  ==  11°,  d.  i.  26%  An. 

Ein  senkrecht  zu  M  und  P  getroffener  Schnitt  zeigte 

in  der  Hülle 25°,  d.  i.  46%  An, 

in  der  Außenzone  .     .     .  +  1°,  d.  i.   20%  An. 

Die  optische  Untersuchung  der  Plagioklase  eines  anderen  Hand- 
stückes, das  der  unten  mitgeteilten  chemischen  Analyse  unterworfen 
wurde,  ergab  an  einem  Schnitte  senkrecht  zu  M  und  P 

in  der  Hauptmasse  .     .     + 19°,  d.  i.  39%  An, 
im  Myrmekitsaum     .     .     — 135,  d.  i.  2%  An, 
an  einem  anderen  ebensolchen  Schnitt 

innen.     .     .     17<\  d.  i.  36%  An, 
außen      .     .  +5'5°,  d.  i.  25%  An. 

Die  Hauptmasse  der  PI agioklask ristalle  besteht 
sonach  aus  Oligoklasand  esinen,  die  in  den  Kernen 
noch  basischer  werden  können,  in  den  Außenzonen 
aber  Oli goklasen  angehören.  Unvermittelt  rasch  sinkt  die 
Basizität  in  den  Myrmekitsäumen,  die  die  Kristalle  krustenförmig 
umziehen.     Diese    sind   in   dem  Gesteine   sehr  häufig  in  bester  Aus- 


1)  Etüde  sur  la  determination  des  feldspaths  dans  les  plaques  minces.  Paris 
1894—1896. 

2)  Tschermaks  Mitteil.,  Bd.  14,  pag.  413  und  563.  Die  zu  den  gemessenen 
Winkeln  gehörenden  ^«-Gehalte  wurden  einer  Manuskripttafel  des  Herrn  Prof. 
Becke  entnommen. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (W.  Petrascheck.)  7 


50  Dr-  W.  Petrascheck.  [4] 

bildung  zu  beobachten.  Nie  fehlen  sie  in  dem  Hauptgesteine  und  fast 
nie  in  den  später  zu  behandelnden  basischen  Ausscheidungen,  überall 
dort,  wo  Plagioklas  an  Orthoklas  angrenzt.  Niemals  aber  trifft  man 
Myrmekitsäume  an  der  Grenze  zwischen  Plagioklas  und  Quarz.  Unsere 
Fig.  1  auf  Taf.  IV  illustriert  ein  Beispiel,  wie  ein  breit  entwickelter 
Myrmekitsaum  dort  scharf  absetzt,  wo  an  Stelle  des  Orthoklas  Quarz 
an  den  Plagioklas  herantritt.  Daß  der  Myrmekit  immer  in  Verbindung 
mit  Kalifeldspat  auftritt,  ist  bereits  von  B  e  c  k  e  x)  beobachtet  worden  ; 
es  ist  aber  die  Abhängigkeit  in  unseren  Gesteinen  eine  so  auffällige, 
daß  sie  hier  nochmals  ausdrücklich  hervorgehoben  werden  muß.  Immer 
sind  es  Glieder  der  Albitreihe,  welche  die  als  Myrmekit  bekannten 
Verwachsungen  von  Plagioklas  und  Quarz  bilden.  Über  die  Art  ihres 
Feldspats  gab  ein  senkrecht  zu  M  und  P  getroffener  Schnitt  in  dem 
der  Analyse  unterworfenen  Gesteine  Auskunft.  Es  zeigte  sich  eine  Aus- 
löschungsschiefe von 

26°,  d.  i.  47%  An  in  der  Hülle, 

0°,  d.  i.  19°/0  An  in  der  Außenzone, 

—    8°,  d.  i.  10%  An  im  Myrmekit, 
■ —  15°,  d.  i.     0%  An  in  dem  quarzfreien  Saume, 

wie  er  sich  nicht  selten  als  sehr  schmale  Zone  noch  außerhalb  des 
Myrmekitsaumes  findet. 

Viel  häufiger,  selbst  bei  dünnster  Ausbildung  der  Quarzstengel, 
läßt  sich  die  Natur  des  Plagioklases  im  Myrmekit  nach  der  Methode 
Beck  es2)  durch  Vergleich  der  Lichtbrechung  mit  derjenigen  des 
Quarzes  feststellen.  Die  Anwendung  dieser  zeigte 

w>a',  £>yy,  co>y>  £>ä', 
was  ebenfalls  einem  Albit  entspricht. 

Der  ziemlich  frische  Kalifeldspat  bildet  große  xenomorphe 
Körner.  In  der  Regel  ist  er  von  zarten  perthitischen  Spindeln  durch- 
wachsen, zu  denen  noch  ungemein  feine  Lamellen  kommen,  die  an 
Zwillingsstreifung  erinnern.  In  einem  Schnitte  ||  M  löschte  der  Orthoklas 
unter  8°,  die  Spindeln  unter  17°  aus.  Sie  gehören  also  zum  Albit; 
Mikroklin  ist  nicht  vorhanden. 

Die  xenomorphen  Blättchen  des  Biotits  erreichen  selten  2  mm 
Größe.  Das  Achsenkreuz  der  Spaltblättchen  öffnet  sich  im  Konoskop 
nicht.  Der  Dichroismus  ist  sehr  kräftig,  a  lichtgelblich,  c=b  dunkel- 
braun. Mit  dem  Babinetschen  Kompensator  gemessen  ist y— a  =  0'051. 
Gern  häufen  sich  im  Biotit  Apatitnadeln  an.  Da  sie  älter  sind  als  dieser, 
dienten  sie  ihm  bei  der  Kristallisation  offenbar  als  Anheftungspunkt. 
Lichtgrüner  Chlorit  von  anormaler  Doppelbrechung  und  Zoisit  gehen 
durch  Zersetzung  aus  dem  Biotit  hervor.  Chloritaggregate  finden  sich 
auch  mitunter  als  Ausfüllung  kleiner  miarolitischer  Hohlräume. 

Quarz  tritt  als  zuletzt  zur  Ausscheidung  gekommener  Bestand- 
teil auf.  Er  ist  sehr  reich  an  Flüssigkeitseinschlüssen.  Undulöse  Aus- 


*)  Petrographische  Studien  am  Tonalit  der  Rieserferner.  Tschermaks  Mitteil. 
13  (1893),  pag.  411. 

2)  Sitzungsber.  der  Akad.  d.  Wiss.  Wien  I,  Bd.  102  (1893),  pag.  358. 


[5]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  51 

löschung  zeigt  an  den  untersuchten  Handstücken  die  Spuren  des  Ge- 
birgsdruckes  an. 

Die  Ausscheidungsfolge  der  Hauptgemengteile  läßt  sich  durch 
folgendes  Schema  illustrieren : 

Plagioklas  

Biotit  

Orthoklas  

Quarz  

Über  die  Quantitätsverhältnisse  der  Gesteinskomponenten  gab 
eine  nach  der  von  Rosiwal1)  angegebenen  Methode  vorgenommene 
Vermessung  folgende  Auskunft: 

Prozente 
Plagioklas   ....     39 

Biotit 7 

Orthoklas    ....     27 
Quarz 27 

Das  dieser  Messung  unterworfene  Gestein  wurde  von  Herrn 
Regierungsrat  von  Jo  h  n  auch  einer  chemischen  Analyse  unterzogen, 
wofür  ihm  an  dieser  Stelle  bestens  gedankt  sei.   Dieselbe  ergab: 

v.  John  Scherer  1866 2) 

Si02 69-24  69-78 

77  Ö2 Spur  0  60 

P205 0-25 

Ä1203 17-46  12-79 

Fe203     .     .     .     .     .     .  1-12 

FeO 3-10  4-51 

MnO Spur 

CaO 2-86  2-96 

MgO 099  105 

K20 2  97  3-62 

Na20 2-74  2-37 

Glühverlust      .     .     .     .  Q-56  1-58 

101-29  99-26 

Bis  auf  den  Tonerdegehalt  stimmen  beide  Analysen  gut  überein.  Es 
ist  wahrscheinlich,  daß  die  Tonerde  etwas  zu  hoch  befunden  wurde, 
was  zum  Teil  darauf  zurückzuführen  ist,  daß  das  Gestein  nicht  mehr 
völlig  frisch  war.  Die  Plagioklase  waren  häufig  getrübt  und  auch  der 
Biotit  zeigte  Spuren  beginnender  Umwandlung.  Das  Gestein  ist  mit 
Tonerde  übersättigt.  Die  Aufstellung  einer  Typenformel  nach  der  von 
Osann  angegebenen  Berechnung  erfordert  die  Berücksichtigung  des 
#-haltigen  Glimmermoleküls.  Die  Berechnung  der  nachstehend  ange- 


x)  Verh.  d.  k.  k    geolog.  Reichsanstalt  1898,  pag.  143. 
2)  Vgl.  Pich ler,  1.  c.  pag.  258. 


52  Dr.  W.  Petrascheck.  [ß] 

gegebenen  Molekularprozente  auf  die  entsprechenden  Atom- 
gruppen lehrt,  was  schon  die  mikroskopische  Untersuchung  zeigte, 
daß  es  sich  um  einen  normalen  Granitit  handelt. 

Si02.     .     .     .     .  76-19 

Al203     .     .     .     .  11-26 

Fe203    .     .     .     .  0  06 

FeO 210 

CaO 331 

MgO 1-32 

K20 1-98 

Na20      .     .     .     .  2-65 

Es  könnten  noch  die  aus  Nordamerika  in  weiter  Verbreitung 
bekanntgewordenen  Granodiorite  zum  Vergleiche  herangezogen  werden. 
Doch  ist  die  chemische  Zusammensetzung  dieser  stets  Hornblende 
führenden  Gesteine  deutlich  verschieden.  Nach  den  Mittelwerten,  die 
Lindgren1)  angibt,  zu  urteilen  ist  der  Si02-  und  A\2  03-Gehalt  der 
Granodiorite  beträchtlich  geringer,  während  der  CaO-  und  Na?  Ö-Gehalt 
höher  ist. 

Basische  Ausscheidungen. 

Sehr  verbreitet  sind  in  dem  Granitit  basische  Ausscheidungen. 
Sie  werden  schon  von  P  i  c  h  1  e  r 2)  erwähnt  und  auch  G  r  u  b  e  n  m  a  n  n 3) 
gedenkt  ihrer  bei  Beschreibung  des  Tonalits  vom  Iffinger.  In  den 
Steinbrüchen  von  Grasstein  wird  man  auf  jeder  mehrere  Quadratmeter 
großen  Gesteinsfläche  einige  derselben  finden.  Ihre  Dimensionen 
schwanken  in  der  Regel  zwischen  Nuß-  und  Kopfgröße.  Nur  nahe  am 
Südrande  in  der  Gegend  von  Franzensfeste  und  in  den  Steinbrüchen 
beim  Obersee  in  der  Brixener  Klause  beobachtete  Teller,  daß  basische 
sowohl  wie  saure  Schlieren  größere  Bestandmassen  bilden  können.  Bei 
den  kleineren  herrschen  rundliche  Konturen  vor,  doch  kommen  auch 
eckige  Umgrenzungen  selbst  mit  einspringenden  Winkeln  vor,  so  daß 
man  zunächst  an  Einschlüsse  zu  denken  versucht  ist,  die  aber  nicht 
vorliegen.  -   . 

Der  Struktur  nach  kann  man  sehr  feinkörnige,  fast  dichte  Aus- 
scheidungen von  mittel-  bis  kleinkörnigen  und  endlich  porphyrischen 
unterscheiden. 

Eine  Art  Übergang  zu  den  basischen  Ausscheidungen  bilden 
mittelkörnige,  dunkelgefärbte  Schlieren  mit  porphyrischen  Plagioklasen, 
die  neben  den  größeren  Biotitblättchen  des  Hauptgesteines  noch  wolken- 
artige oder  gruppenförmige  Anreicherungen  winziger  idiomorpher  Biotit- 
blättchen  aufweisen.    Der  Kalifeldspat  (Mikroperthit)    bildet   größere 


1)  Gold-quartz   veins   of  Nevada    City.    Un.    St.    Geol.  Surv.  VII.  Ann  Rep. 
(Washington  189G),  pag.  35. 

2)  1.  c.  pag.  259. 

:i)  1.  c.  pag.  345  und  Taf.  4,  Fig.  2 


1  7]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  53 

poikilitische  Körner,  die  von  diesen  Biotiten  sowie  kleinen  Quarzen, 
auch  Plagioklas  erfüllt  sind.  Die  Plagioklase  stehen  an  der  Grenze 
von  Oligoklas  und  Andesin. 

Die  Struktur  der  basischen  Ausscheidungen  ist  die  bei  derartigen 
Bildungen  gewöhnliche.  In  einer  im  Verhältnis  zu  den  Einsprengungen 
grobkörnigen,  hypidiomorphen,  aus  Quarz  und  Orthoklas  bestehenden 
Grundmasse  liegen  zahlreiche  kleine  automorphe  Biotit-  und  Plagioklas- 
kriställchen.  Oft  erkennt  man  die  bis  mehr  als  1/2  cm  großen  poikilitisch 
struierten  Orthoklase  schon  mit  unbewaffnetem  Auge  an  ihren  ein- 
spiegelnden Spaltflächen,  die  aber  erfüllt  sind  von  den  winzigen  Ein- 
sprengungen. Ein  Strukturbild  einer  basischen  Konkretion  aus  dem 
Tonalit  des  Iffinger  hat  Grubenmann  gegeben1). 

Die  Mineralkomponenten  der  Ausscheidungen  sind  in  der  Haupt- 
sache dieselben  wie  im  Hauptgesteine.  Nur  in  der  Gegend  von  Franzens- 
feste fand  Teller  Schlieren,  die  unten  besprochen  werden  sollen, 
da  sie  wegen  des  Gehaltes  an  Diopsid  eine  Sonderstellung  einnehmen. 
Im  übrigen  zerfallen  die  Ausscheidungen  nach  ihrem  Gehalte  an 
Orthoklas  in  zwei  Gruppen,  die  aber  nicht  ganz  scharf  auseinander- 
zuhalten sind.  Der  einen  fehlt  der  Kalifeldspat  ganz  oder  fast  ganz, 
in  der  zweiten  ist  er  reichlich  entwickelt.  In  letzterer  stellt  sich  dann 
auch  grüne  Hornblende  ein,  die  im  Hauptgesteine  nicht  vorhanden 
war.  Alle  diese  Ausscheidungen  führen  braunen  Orthit  verhältnis- 
mäßig häufiger  als  das  Hauptgestein.  Gern  ist  er  mit  Epidot  ver- 
wachsen. Auch  Apatit  ist  sehr  verbreitet.  Wiederum  liegt  er  mit  Vor- 
liebe im  Biotit.  Bei  einem  sehr  feinkörnigen  Einschluß  fanden  sich 
feinste,  fast  mikrolithenähnliche  Apatitnädelchen  in  Menge  in  der 
Grün dmasse  verstreut. 

Hinsichtlich  der  Größe  der  Bestandteile  sind  bedeutende  Schwan- 
kungen zu  konstatieren.  Es  gibt  Gesteine,  die  noch  als  mittelkörnig, 
und  solche,  die  bereits  als  dicht  zu  gelten  haben.  Die  Schwankungen 
machen  sich  sowohl  an  den  idiomorphen  Einsprengungen  wie  an  den 
Bestandteilen  der  Grundmasse  bemerkbar.  Werden  erstere  klein,  so 
sind  auch  die  Körner  der  letzteren  kleiner.  In  dem  feinkörnigsten 
Einschluß    beträgt    die    Dicke    der    Plagioklastafeln   im    Durchschnitt 

002  mm  und  der  Durchmesser  an  Biotitblättchen  0-03 — 006  mm.  In 
anderen,  die  aber  noch  nicht  die  gröbsten  sind,  steigen  die  Dimen- 
sionen fast  auf  das  Zehnfache.  Namentlich  am  Biotit  bemerkt  man, 
daß  seine  Blättchen  um  so  schärfer  umgrenzt  sind,  je  kleiner  sie  sind. 
An  den  kleinsten  Körnern  des  feinkörnigsten  Gesteines  beobachtet  man 
gar  nicht  selten,  und  zwar  besonders  dort,  wo  sie  im  Quarz  liegen, 
rundlich  eiförmige  Umrisse,  wie  man  sie  aus  Kontaktgesteinen  kennt. 
Auch  das  Mengenverhältnis  zwischen  Einsprengungen  und  Grundmasse 
ist  ein  verschiedenes.  Während  in  den  einen  beide  ziemlich  im  Gleich- 
gewicht sind,  treten  erstere  in  anderen  merklich  zurück.  Besonders 
merkwürdig  ist  die  auffallende  Abnahme  an  Plagioklaseinsprenglingen 
in  den  großen,  oft  schon  mit  bloßem  Auge  wahrnehmbaren  Ortho- 
klasen, während  die  Biotite  darin  nicht  spärlicher  werden. 


x)  1.  c.  Taf.  4,  Fig.  2. 


54  Dr.  W.  Petrascheck.  [8] 

Orthoklasfreie  und  -arme  basische  Ausscheidungen. 

Diese  sind  entschieden  seltener.  Die  Grundmasse  wird  von 
Quarz  gebildet,  in  dem  nur  ganz  vereinzelt  wasserklarer  Orthoklas 
auftritt.  Biotit  und  Plagioklas  störten  sich  oft  im  Wachstum  und  liegen 
nicht  in  isolierten  Körpern  in  der  Grundmasse  eingebettet.  Zonen- 
struktur ist  am  Plagioklas  sehr  gut  und  regelmäßig  ausgebildet. 
Schnitte  senkrecht  zu  M  und  P  ergaben 

in  der  Hülle 22°,  d.  i.  42%  An 

in  der  Außenzone    .     .     .  12°,  d.  i.  31%  An 

in  einem  anderen  Falle 

Hülle 250,  d.  j.  45o/o  An 

Außenzone 11°,  d.  i.  30%  An 

in  einem  dritten  Falle 

Kern 32»,  d.  i.  56%  An 

Hülle 16°,  d.  i.  34%  An 

Zone 7°,  d.  i.  27%  An 

Myrmekitsäume  kommen,  da  es  an  Orthoklas  fehlt,  nicht  vor. 
Bei  den  Plagioklasen  handelt  es  sich  also  um  Andesine,  deren  Kern 
noch  Labrador  sein  kann  und  die  in  der  Außenzone  Oligoklase  sind. 
Hieraus  folgt,  daß  im  Vergleiche  zu  den  Plagioklasen  des  Haupt- 
gesteines diejenigen  der  basischen  Ausscheidungen  nicht  eigentlich 
basischer  sind.  Es  fehlen  ihnen  nur  die  äußeren  Zonen,  die  sich  dort 
durch  weitere  Fortwachsung  noch  gebildet  haben.  Sie  stellen  gewisser- 
maßen auf  einer  älteren  Entwicklungsphase  stehen  gebliebene  Indi- 
viduen  dar. 

Die  Mengenverhältnisse  der  Gesteinsbildner  ergeben  sich  aus  einer 
nach   der  Methode  Rosiwal  vorgenommenen  Vermessung  wie  folgt: 

Prozent 

Quarz 24 

Plagioklas  ....  53 

Biotit 22 

Hornblende      ...  1 

Das  Anschwellen  der  Plagioklas-  und  Biotitmenge  ist  also  im 
Vergleiche  zum  normalen  Granitit  sehr  bedeutend. 

Als  Gestein  für  sich  betrachtet,  würden  derartige  basische  Aus- 
scheidungen noch  als  Quarzglimmerdiorite  zu  bezeichnen  sein. 

Orthoklasführende  basische   Ausscheidungen. 

Die  Mengenverhältnisse  der  -beiden  Komponenten  der  Grund- 
masse sind  verschieden.  Es  gibt  Gesteine,  in  denen  der  Quarz  in 
der  Grundmasse  überwiegt,  während  er  bei  anderen  zwischen  großen 
Orthoklasen  verhältnismäßig  kieine  Körner  bildet.  Außer 'Orthoklas, 
der  in  frischen  Stücken  ganz  klar  ist,  findet  sich  auch  noch,  und  zwar 


[9]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  55 

vorwiegend,  Mikroperthit.  Sein  Habitus  ist  derselbe  wie  im  Haupt- 
gesteine, wie  dort  weist  er  neben  den  perthitischen  Spindeln  noch 
ganz  feine  Lamellen  auf.  Orthoklas  und  Mikroperthit  können  in  einem 
Gesteine  nebeneinander  vorkommen. 

Für  die  P 1  a  g  i  0  k  1  a  s  e  wurden  in  verschiedenen  Ausscheidungen 
einigermaßen  auseinandergehende  Werte  gefunden.  Die  basischeste 
hatte  ein  durch  ziemlich  große  Biotite  mittelkörniges  Gestein,  dessen 
Grundmasse  vorwiegend  aus  Quarz  bestand.  Die  gedrungen  leisten- 
förmigen  Durchschnitte  der  Plagioklase  wiesen  sehr  gute  Zonen- 
struktur auf.  Bei  zwei  zu  M  und  P  senkrechten  Durchschnitten 
löschte  der 

Kern  bei  35-5°  aus,  d.  i.  65%  An 

die  Hülle  des  einen 

bei  23°,  d.  i.  43%  An 

die  des  anderen  ging  bis 

100,  <j.  1  29<y0  An 

Eine  ebenfalls  noch  quarzreiche  Ausscheidung,  von  der  Teller 
am  Bahndamme  bei  Franzensfeste  große  Blöcke  fand,  die  aber  auch 
große,  einspiegelnde  Orthoklase  enthielt,  besaß  größere  Plagioklas- 
kristalle  als  obige.  An  denselben  maß  ich  an  zu  M  und  P  senkrechten 
Schnitten  an  drei  Individuen 

im  Kern  22-5°,  d.  i.  43%  An 

die  Außenzone  ging  bei  einem  bis  auf 

+  100,  d.  j_  29%  An 

bei  einem  anderen  auf 

+  4°,  d.  i.  24%  An 

herab,  während  der  Myrmekitsaum 

—  8°,  d.  i.  10%  An 
zeigte. 

Bei  einer  an  Mikroperthit  reichen  basischen  Ausscheidung  zeigte 
ein  Karlsbader  Doppelzwilling  konjugierte  Auslöschungsschiefen,  die 
nach  den  Tabellen  von  Michel  Levy  auf  einen  Anorthitgehalt 
von  50 — 60%  im  Kern  schließen  ließen,  während  die  Hülle  etwa 
40%  An  besaß. 

In  einem  anderen  Gesteine  zeigten  Durchschnitte  senkrecht  zu 
M  und  P 

innen 30-5°,  d.  i.  53%  An 

außen 9-5°,  d.  i.  28%  An 

Innerhalb  der  hier  angegebenen  Zahlen  bewegen  sich  noch  einige 
andere  Messungen,  die  an  derartigen  basischen  Ausscheidungen  vor- 
genommen wurden.  Es  handelt  sich  sonach  um  Plagioklase,  deren 
Kerne  Labradore  sind,  deren  Hüllen  zum  Andesin  gehören  und  die 
nach  außen  in  Oligoklase  übergehen.  Im  Kern  sind  sie  also  etwas 
basischer  als  diejenigen  des  Hauptgesteines.  Anderseits  sind  die  albit- 
reicheren  Teile,  die  Außenzonen,  weniger  breit  entwickelt,  vielleicht 


56  Dr-  W.  Petrascheck.  [10] 

auch  etwas  basischer.  Endlich  ist  aber  beim  Vergleiche  zu  berück- 
sichtigen, daß  in  den  viel  feinkörniger  ausgebildeten  basischen  Aus- 
scheidungen die  Wahrscheinlichkeit,  im  Dünnschliff  den  Kern  der 
Plagioklase  zu  treffen,  bedeutend  größer  ist  als  bei  dem  grobkörnigen 
Hauptgesteine.  Darum  konnte  auch  bei  den  Ausscheidungen  eine  weit 
größere  Anzahl  von  Plagioklasdurchschnitten  zur  Prüfung  gelangen. 
Bemerkenswert  ist,  daß  man  in  dem  normalen  Granitit  häufig  Durch- 
schnitte mit  einem  Kerngerüste  trifft,  bei  dem  also  die  basischen 
Plagioklase  durch  nachträgliche  magmatische  Umwandlungen  wieder 
teilweise  zerstört  wurden.  Derartige  Kerngerüste  fehlen  den  Plagio- 
klasen  mancher  basischer  Ausscheidungen  völlig. 

Myrm  ekit  ist  in  den  Ausscheidungen  recht  verbreitet  und  tritt 
sowohl  in  Säumen  wie  in  Zapfen  auf,  die  im  Verhältnis  zu  den  Plagio- 
klasen,  an  denen  sie  haften,  oft  recht  groß  sind.  Die  Quarzstengel 
derselben  sind  manchmal  sehr  zart  und  dünn,  manchmal  ziemlich 
kräftig.  Quarzfreie  Säume  sind  häufig  vorhanden,  öfters  sind  nur  diese 
entwickelt,  der  eigentliche  Myrmekit  fehlt  also.  Die  strenge  Ab- 
hängigkeit vom  Kalifeldspat  ist  auch  hier  vorhanden.  Öfter  als  in 
dem  Hauptgesteine  kann  man  aber  die  Wahrnehmung  machen,  daß 
ein  Plagioklas  im  Orthoklas  liegt,  ohne  daß  es  zur  Ausbildung  von 
Myrmekit  kommt.  Ist  jedoch  der  Kalifeldspat  ein  Mikroperthit,  so 
ist  Myrmekit  immer  vorhanden. 

Die  kleinen,  gut  begrenzten  Biotitblättchen  zeigen  sehr 
kräftigen  Pleochroismus,  a  lichtgelb,  c  dunkel  schwarzbraun.  Die 
Doppelbrechung  ist  nach  Messung  mit  dem  Babinet  y — %  =  0-050, 
also  so  wie  im  normalen  Granitit. 

Hornblende  ist  in  diesen  Ausscheidungen  sehr  verbreitet. 
Sie  tritt  meist  in  einzelnen  gedrungenen,  in  der  Prismenzone  scharf 
ausgebildeten  Kristallenen  oder  in  Nestern  angehäuft  auf.  In  letzteren 
ist  sie  gern  mit  Biotit  verwachsen.  In  einem  Schnitte  angenähert 
parallel  010  war  die  Auslöschungsschiefe  c:c=  18°.  Die  Doppel- 
brechung y — a  wurde  mit  dem  Babinet  zu  0-023  gemessen.  Der 
Pleochroismus  ist  kräftig,  a  sehr  licht  gelblichgrün,  b  dunkel  bräunlich- 
grün, c  dunkelgrün. 

Die  Vermessungen  einer  Probe  gab  nachfolgende  prozentuelle 
Verteilung  der  Mineralkomponenten: 

Quarz 20 

Orthoklas    ....  18 

Plagioklas   ....  44 

Biotit 12 

Hornblende      ...  7 

Als  Gestein  für  sich  betrachtet,  würden  diese  basischen  Aus- 
scheidungen den  Tonaliten  am  nächsten  kommen,  haben  aber  für 
diese  einen  ziemlich  hohen  Gehalt  an  Kalifeldspat   aufzuweisen. 

Diopsidhaltige   basische    Ausscheidungen. 

Eine  ganz  isolierte  Stellung  nehmen  Diopsid  führende  basische 
Ausscheidungen  ein.  Teller  fand  dieselben  in  mächtigen  Gangschlieren 


[11]  Über  Gesteine  der  Brixener  Mafse  und  ihrer  Randbildungen.  57 

bei  Franzensfeste.  Der  Diopsid  bildet  kleine  iodiomorphe  Kristalle. 
Außerdem  ist  noch  grüne  Hornblende  und  brauner  Biotit  vorhanden. 
Die  Körner  des  Plagioklases  haben  ebenfalls  idiomorphe  Gestalt  und 
gute  Zonenstruktur.  Schnitte,  die  zu  M  und  P  senkrecht  waren,  er- 
gaben : 

im  Kern  37°,  d.  i.  68%  An 

in  der  Außenzone  14°,  d.  i.  33°/0  An 

bei  einem  anderen  Durchschnitte 

im  Kern  42°,  d.  i.  90—100%  An 
in  der  Hülle  22°,  d.  i.  42%  An 

Da  sich  die  Kurve  der  Auslöschungsschiefen  in  Schnitten  senk- 
recht zu  M  und  P  bei  sehr  basischen  Plagioklasen  nur  wenig  ändert, 
sind  Messungen  in  diesem  Gebiete  zur  genaueren  Bestimmung  nicht 
verwendbar.  Es  ließ  sich  jedoch  an  Kernen  mit  großer  Auslöschungs- 
schiefe feststellen,  daß  sie  optisch  positiv  sind,  woraus  hervorgeht, 
daß  noch  Labradore  vorliegen,  die  in  den  Außenzonen  nur  bis  auf 
sehr  basische  Oligoklase  heruntergehen. 

Die  Grundmasse,  welche  die  Zwischenräume  erfüllt,  besteht  aus 
Quarz  und  Oligoklas,  die  häufig  mikropegmatische  Verwachsung  zeigen. 

Wegen  seines  Diopsidgehaltes  und  der  basischen  Plagioklase  möchte 
man  das  Gestein  dieser  Ausscheidungen  mit  Monzonit  vergleichen,  mit 
dem  es  auch  gewisse  strukturelle  Eigentümlichkeiten  gemein  hat.  Der 
bedeutende  Quarzgehalt  jedoch  zeigt  an,  daß  wir  es  hier  mit  einem 
anderen  Gesteinstypus  zu  tun  haben. 

Nicht  selten,  an  feinkörnig  bis  dichten  Ausscheidungen  deutlicher 
als  an  mittelkörnigen,  beobachtet  man,  daß  die  dunkle  Masse  der  Aus- 
scheidung von  einem  hellen  Saume  umgeben  wird,  dem  der 
Biotit  völlig  oder  fast  völlig  fehlt.  Betrachtet  man  den  Rand  der  Aus- 
scheidungen unter  dem  Mikroskop,  so  bemerkt  man,  daß  er  lediglich 
durch  das  Aufhören  der  kleinen  idiomorphen  Einsprengunge  gebildet 
wird.  Die  Quarze  und  Orthoklase,  die  die  Grundmasse  bilden,  hören 
nicht  mit  dem  Rande  der  Ausscheidung  auf,  sondern  setzen  sich  noch 
in  das  umgebende  Gestein  von  normalem  Gefüge  oder  in  den  hellen 
Saum  hinein  fort.  Auch  ist  die  Konstitution  der  Plagioklase  dieser 
biotitfreien  Säume  dieselbe  wie  diejenige  der  Plagioklase  des  Haupt- 
gesteines. Endlich  sind  die  Mikropertithe  in  der  umgebenden  Gesteins- 
raasse  ebenso  ausgebildet  wie  in  den  Ausscheidungen.  Deutet  die 
Verwachsung  der  Grundmasse  der  Ausscheidungen  mit  dem  Haupt- 
gesteine  darauf  hin,  daß  erstere  ein  integrierender  Bestandteil  des 
letzteren  sind,  so  geht  weiters  aus  dem  Vorhandensein  eines  biotit- 
freien oder  biotitarmen  Saumes  hervor,  daß  Spaltungsvorgänge  an  der 
Bildung  der  Ausscheidungen  beteiligt  sind  und  diese  nicht  etwa  nur 
mechanische  Anhäufungen  der  ersten  Kristallisationsprodukte  sind.  Das 
Auftreten  von  Hornblende,  die  in  dem  umgebenden  Gesteine  fehlt, 
weist  auf  ein  an  Ca  0  reicheres  Magma  hin,  das  sich  auch  in  den 
anorthitreicheren  Feldspaten  äußert.  Auffällig  ist  dabei,  daß  die 
Plagioklase  des  unmittelbar  an  die  Ausscheidungen  angrenzenden  Ge- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (W.  Petrascheck.)       8 


58  Dr.  W.  Petrascheck.  [12] 

Steines  auf  keine  Verminderung  des  Kalkgehaltes  im  Vergleiche  zu  der 
übrigen  Gesteinsmasse  schließen  lassen,  denn  es  wurden,  wie  erwähnt, 
in  hellen  Säumen  dieselben  Werte  aufgefunden  wie  in  dem  angrenzenden 
Hauptgesteine. 

Toiialitgneis. 

Ähnliche  Wege  wie  in  den  basischen  Ausscheidungen  schlug  die 
Differentiation  bei  der  Bildung  der  basischen  Randfazies,  dem  Toiialit- 
gneis ein,  der,  wie  Teller  gezeigt  hat,  die  Masse  im  Norden  mantel- 
artig umgibt.  Im  Anstehenden  zeigen  die  Gesteine  deutliche  Schieferung, 
die  im  Handstücke  manchmal  verloren  geht.  Die  Gesamtfarbe  ist  wegen 
des  größeren  Reichtums  an  Biotit  und  der  oft  vorherrschenden  Hornblende 
dunkler.  Die  letztere  ist  in  größeren  Individuen  ausgebildet  als  der 
Plagioklas,  ihre  Säulen  erreichen  zuweilen  1  cm  Länge  und  0*5  cm 
Dicke.  An  ihnen  bemerkt  man  oft  schon  mit  unbewaffnetem  Auge  die 
Spuren  des  Gebirgsdruckes,  der  die  Parallelstruktur  des  Gesteines 
erzeugt  hat,  denn  sie  sind  zerbrochen.  Es  zeigt  sich  ferner,  daß  Quarz 
und  Feldspate  zu  schweifartigen  und  linsenförmigen  Körpern  ausge- 
zogen sind,  sowie  daß  Häute  von  Biotit  und  Hornblende  Augen  von 
Plagiogklas  umgeben.  Wie  schon  der  bloße  Augenschein  lehrt,  so  ent- 
hüllt auch  das  Mikroskop  das  Bild  reinster  Kataklasstruktur  ganz 
ebenso  wie  es  von  Salomon1)  an  dem  Toiialitgneis  des  Adamello 
beobachtet  wurde.  Es  wurde  schon  von  Becke2)  hervorgehoben,  daß 
reine  Druckse hieferung  unter  Erhaltung  des  ursprüng- 
lichen Mineralbestan des  diese  Gesteine  im  Gegensatz  zu  den 
kristallisationsschiefrigen  Tonalitgneisen  der  Tauern  auszeichnet.  An- 
deutungen dieser  letzteren  finden  sich  nur  in  einem  eigentümlichen 
Toiialitgneis  mit  porphyrischeii  Plagioklasen  vom  Rabenstein,  der  später 
behandelt  werden  wird. 

Wie  immer  in  derartigen  dynamometamorph  veränderten  Ge- 
steinen trifft  man  auch  hier  sehr  verschiedene  Pressungsgrade  neben- 
einander. Es  lehren  das  die  Aufschlüsse  südlich  von  Mauls  ebenso 
wie  der  mikroskopische  Befund  der  Belegstücke  von  anderen  Lokali- 
täten. Steigert  sich  die  Pressung  in  einzelnen  Gesteinen  (vom  Nockbach 
bei  Mauls)  so  weit,  daß  Mylonite  Zustandekommen,  die  aus  einem  durch 
das  Mikroskop  nicht  mehr  auflösbaren  feinen  Zerreibsei,  in  dem  ein- 
zelne etwas  größere  eckige  oder  gerundete  Quarz-  und  Feldspatsplitter 
liegen  (vgl.  Taf.  IV,  Fig.  3),  so  zeigen  andere  nur  eine  geringere  Zer- 
trümmerung und  beginnende  randliche  Kataklase. 

Hornblende,  Plagioklas,  Quarz  und  Biotit  sind  die  Hauptgemeng- 
teile, deren  Mengenverhältnisse  beträchtlichen  Schwankungen  unter- 
liegen. Als  Nebengemengteile  treten  Epidot,  Zoisit,  Chlorit  und  Eisen- 
glanz, ferner  Orthit,  Apatit,  Titanit  und  Zirkon  auf.  Erstere  sind 
Neubildungen,  letztere  akzessorische  Gemengteile. 

Die  Plagioklase  zeigen  gute  Zonenstruktur,  außerdem  sind 
sie  häufig,  doch  nicht  in  allen  Gesteinen  von  feinen  Adern  mit  geringer 


1)  Neue  Beobachtungen  aus  den  Gebieten  der  Cima  d'  Asta.  Ts  chermaks 
Mitt.  12  (1891),  pag.  411. 

2)  IX.  Intern.  Geologenkongreß.  Führer  VIII,  pag.  41, 


[13]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  59 

Lichtbrechung  durchzogen,  deren  Zugehörigkeit  zum  Albit  sich  er- 
weisen ließ,  ganz  ebenso  wie  dies  Becke1)  bei  den  Plagioklasen  im 
Tonalit  des  Rieserferner  beobachtet  hat.  Über  die  Beschaffenheit  der 
Plagioklase  geben  folgende  Messungen  Aufschluß: 

Schnitt  senkrecht  zu  M  und  P 

innen.     .     .     .     34°,  d.  i.  60%  An 

Hülle      .     .     .     28°,  d.  i.  50°/0  An 

Dieser  letztere  Wert  oder  ganz  nahe  an  demselben  liegende 
wurden  in  sehr  zahlreichen  Durchschnitten  verschiedener  Handstücke 
gefunden.    Der  optische  Charakter  dieser  Plagioklase  ist  positiv. 

Ein  Karlsbader  Doppelzwilling,  von  dem  ein  Individuum  (l)  zu 
M  und  P  senkrecht  getroffen  war,  gab  unter  Anwendung  der  Tafeln 
von  Michel  Levy  folgende  Resultate: 


Kern  .     . 

1. 

.     41-5° 

2. 

240,  d.  i.  ca.  80%  An 

Hülle  .     . 

.     28-5« 

22°,  d.  i.  ca.  49%  An 

Noch  basischer  war  der  Kern  des  Plagioklases  eines  südlich  von 
Mauls  geschlagenen  Gesteines,  das  eine  Hornblende  von  ziemlich  lichter 
Färbung  und  16°  Auslöschungsschiefe  besitzt.  Hierselbst  maß  ich 
bei  einem  Karlsbader  Doppelzwilling  von  dem  ebenfalls  ein  Individuum 
(1)  zu  M  und  P  senkrecht  getroffen  war: 


1. 

2. 

Kern    .     . 

.     43° 

31°,  d.  i.  ca.    90%  An 

Hülle  .     . 

.     290 

19°,  d.  i.  40-50%  An 

Bis  zu  welchen  Werten  der  Anorthitgehalt  in  den  Außenzonen 
herabgegangen  sein  mag,  darüber  konnte  kein  Aufschluß  erhalten 
werden.  Zum  Teil  mögen  die  äußeren  Partien  der  Kristalle  der 
Mörtelstruktur  zum  Opfer  gefallen  sein.  Nur  in  einem  Gesteine,  das 
neben  Hornblende  viel  primären  Biotit  enthielt,  wurde  außer  Plagio- 
klasen, die  an  der  Grenze  von  Labrador  und  Andesin  standen,  ein 
Durchschnitt  gefunden,  der  zu  M  und  P  senkrecht  getroffen  war 
und  eine  Auslöschungsschiefe  von 

18°,  d.  i.  37o/0  An 

gab.  Wie  die  Messungen  lehren,  ist  also  Labrador  der 
herrschende  Feldspat,  im  Kern  aber  ist  er  wesentlich 
basischer  (meist  Bytownit).  Auch  die  Plagioklase  eines  orthoklas- 
führen den  Tonalitgneises  vom  Nockbache  sind  ebensolche  Labradore 
von  50%  Anorthitgehalt.  Myrmekit  fehlt  allen  den  Gesteinen,  mit 
Ausnahme  des  zuletzt  erwähnten,  in  dem  einige  Reste  gefunden 
wurden. 


!)  1.  c.  pag.  392. 

8* 


60  Dr.  W.  Petrascheck.  [14] 

Daß  die  Plagioklase  von  einem  sehr  feinen  Albitgeäder  durch- 
zogen werden,  wurde  schon  erwähnt.  Die  Bestimmung  des  Albits  erfolgte 
durch  Vergleich  der  Lichtbrechung  nach  der  von  Becke  angegebenen 
Methode.  Die  Albitadern  kommen  nicht  überall  in  gleicher  Stärke  zur 
Entwicklung,  manchen  Gesteinen  fehlen  sie,  was  nicht  bloß  mit  der 
stärkeren  oder  geringeren  Pressung,  die  das  Gestein  erfahren  hat,  in 
Verbindung  zu  bringen  ist.  Man  kann  beobachten,  daß  die  Adern  sich 
zuweilen  aus  dem  Plagioklas  in  angrenzenden  Quarz  oder  Hornblende 
hinein  fortsetzen.  Anderseits  kommt  es  vor,  daß  in  Plagioklaskörnern 
mit  klaffenden,  von  zertrümmertem  Quarz  erfüllten  Rissen  die  Albit- 
adern durch  den  Quarz  abgeschnitten  werden,  um  sich  jenseits  der 
Spalte  wieder  fortzusetzen.  Die  einen  Adern  sind  somit  jünger,  die 
anderen  älter  als  die  Zertrümmerung.  Es  ist  demnach  wahrscheinlich, 
daß  ihre  Bildung  zu  gleicher  Zeit  mit  der  Pressung  erfolgte. 

Die  Hornblende  zeigt  oft  in  schönster  Ausbildung  die  Croßsche 
Streifung.  Der  Pleochroismus  ist  kräftig,  a  gelblichgrün,  b  dunkelgrün, 
c  blaugrün.  Die  Auslöschungsschiefe  in  Schnitten  parallel  der  Achsen- 
ebene ist  14°,  die  Doppelbrechung  y — *  —  0021.  Der  Achsenwinkel 
wurde  zu  27=  70°  gemessen.  Ähnliche  niedrige  Werte  fand  Becke 
am  Adamellotonalit  und  am  Tonalit  des  Rieserferner.  In  einem  ungemein 
hornblendereichen,  südlich  von  Mauls  anstehenden  Gestein  wurde  die 
Auslöschungsschiefe  zu  15°,  y — a  =  0-021,  2F=68°  gemessen.  Die 
Farben  der  Hornblende  waren  etwas  lichter.  In  anderen  Handstücken 
wurden  noch  Auslöschungsschiefen  von  c:c  =  13°  und  16°  beobachtet. 

Von  demBiotit  ist  ein  Teil  unzweifelhaft  sekundär 
aus  Hornblende  hervorgegangen,  während  ein  anderer 
Teil  primär  ist.  Das  erstere  geht  daraus  hervor,  daß  der  Biotit 
oft  dort  mit  Hornblende  verwachsen  ist,  wo  diese  starker  Pressung 
ausgesetzt  war.  Am  deutlichsten  erkennt  man  es  (vgl.  Fig.  2,  Taf.  IV) 
an  großen  Hornblenden,  die  quer  durchgebrochen  wurden,  da  in  der 
Bruchzone  die  Hornblende  in  Biotit  umgewandelt  worden  ist.  Bei  dem 
primären  Biotit  ist,  wie  Einschlüsse  von  Biotit  in  Hornblende  beweisen, 
jener  älter  als  dieser.  Die  Farben  des  Biotits  sind  nicht  sehr  intensiv, 
a  lichtgelblich,  c  kräftig  braun.  Mit  dem  Babinet  wurde  y~  a  als 
zwischen  0040  und  0*047  liegend  bestimmt. 

Die  häufigsten  Neubildungen  sind  Epidot  und  Chlorit.  Ersterer 
ist  lichtgelblich  und  optisch  positiv.  Er  bildet  unregelmäßige  Körner 
in  der  Nähe  von  Hornblenden  und  in  Zonen  gesteigerter  Pressung. 
Auch  Risse  in  der  Hornblende  sind  zuweilen  von  Epidot  erfüllt.  Gern 
umwächst  er  die  nicht  selten  vorkommenden  Orthite.  Chlorit  ist  aus 
Hornblende  und  aus  Biotit  hervorgegangen.  Oft  kann  man  beobachten, 
daß  Biotit  in  Chlorit  von  anormaler  Doppelbrechung  übergeht.  Ebenso 
wie  der  Epidot  liegt  auch  der  Chlorit  gern  in  den  Strähnen  stark 
zerdrückter  Mineralkörner,  in  denen  außerdem  oft  die  Biotitblätter, 
soweit  sie  nicht  zerrieben  wurden,  zusammengeschoben  sind.  In  diesen 
Strähnen  finden  sich  häufig  opake,  nur  im  stärksten  Lichte  durch- 
scheinende, dünne,  oft  scharf  sechsseitige  Blättchen,  die  in  der 
Richtung  der  Schieferung  eingelagert  sind.  Es  ist  Eisenglanz,  der 
sich  mit  kochender  Salzsäure  auflösen  läßt.  Bemerkenswert  sind 
ziemlich  große  Apatitkörner,   die   ebenfalls   in    den  Trümmersträhnen 


[15]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  Q\ 

liegen.  Es  scheint,   als  sei  der  Apatit   dem  Gebirgsdrucke  gegenüber 
ziemlich  widerstandsfähig. 

Im  übrigen  ist  das  Bild  dieser  kataklastischen  Gesteine  das 
bekannte  und  vielfach  beschriebene.  Zeigte  der  Quarz  schon  in  dem 
normalen  Gesteine  oft  undulöse  Auslöschung  und  die  bekannte  Felder- 
teilung durch  in  der  c-Achse  liegende  Risse,  so  ist  er  hier  völlig  deformiert 
und  zerdrückt.  Als  eine  plastisch  gewordene  Masse  drängte  sich  sein 
Pulver  in  die  Risse,  die  im  Feldspat  und  der  Hornblende  entstanden, 
wovon  unsere  Fig.  4  ein  Bild  gibt.  Wie  immer  ist  die  Zertrümmerung 
des  Plagioklases  eine  viel  geringere,  oft  nur  eine  randliche,  während 
der  Quarz  völlig  deformiert  wurde.  Noch  widerstandsfähiger  gegen 
den  Druck  erweist  sich  die  Hornblende,  von  der  die  relativ  größten 
Körner  erhalten  geblieben  sind.  Gern  folgen  die  Sprünge  in  ihr  der 
Spaltbarkeit,  noch  öfter  aber  bemerkt  man,  daß  ihre  langen  Prismen 
ein  oder  mehreremal  quer  durchgebrochen  sind.  Undulöse  Aus- 
löschung oder  Zerfall  in  Felder  von  um  ein  geringes  verschiedener 
Auslöschung  ist  an  den  Hornblenden  der  stark  gepreßten  Gesteine 
die  Regel.  Neubildungen  liegen  meist  in  den  Strähnen  stark  zerriebenen 
Gesteinmaterials  oder  sie  erfüllen  klaffende  Sprünge  in  einzelnen  Mineral- 
körnern. Auch  die  Beobachtung,  daß  verschiedene  Minerale  verschieden 
stark  von  der  Pressung  beeinflußt  werden,  daß  der  Quarz  viel  leichter 
zerdrückt  wird  als  die  Feldspate,  ist  häufig  gemacht  worden,  letzteres 
sogar  die  Regel,  trotzdem  die  Druckfestigkeiten  von  Quarz  und 
Orthoklas,  wie  Rinne1)  gezeigt  hat,  eher  das  Gegenteil  vermuten 
ließen.  Man  darf  deshalb  wohl  annehmen,  daß  die  Verhältnisse  bei 
dem  die  Kataklasstruktur  erzeugenden  Gebirgsdrucke  von  denen  des 
Experiments  sehr  verschieden  waren.  Sie  müssen,  sobald  eine  Lockerung 
des  Mineralgefüges  erfolgt  war,  denen  des  allseitigen  Druckes  viel 
näher  kommen.  Auch  kann  die  Durchfeuchtung  und  die  Erwärmung 
der  gepreßten  Masse  nicht  ohne  Wirkung  geblieben  sein.  Letztere 
kann  auf  die  Kohäsionsverhältnisse  modifizierend  einwirken,  beide 
zusammen  im  Vereine  mit  dem  Drucke  müssen  von  größtem  Einfluß 
auf  die  Mineralneubildungen  sein,  die  in  unserem  Gesteine  eine  sehr 
geringe  Rolle  spielen.  Starker  Druck  war  vorhanden,  eine  gewisse 
Erwärmung  muß  seine  Folge  sein.  Von  dem  Grade  der  letzteren 
sowie  von  der  Art  der  Durchfeuchtung  dürfte  die  Menge  und  Art 
der  Neubildungen  beeinflußt  sein. 

Über  die  chemischen  Verhältnisse  des  Tonalitgneises  gibt  eine 
Analyse,  die  Herr  Regierungsrat  von  John  für  mich  auszuführen 
die  Güte  hatte,  Auskunft.  Das  Gestein  stammt  von  Mauls  und  ist 
vollkommen  frisch,  Hornblende  und  Biotit  (letzterer  überwiegt)  treten 
gegen  Quarz  und  Plagioklas  stark  zurück.  In  ihm  wurde  der  oben 
erwähnte  Plagioklas  von  nur  37%  An- Gehalt  gefunden,  andere  Durch- 
schnitte deuten  auf  an  der  Grenze  von  Andesin  und  Labrador  stehende 
Plagioklase  hin.  Die  Analyse  ergab: 


*)  Zentralbl.  f.  Mineralogie,  1902,  pag.  262. 


62 


Dr.  W.  Petrascheck. 


[16] 


Si  02  .    .  ' . 

.     .     59-84 

Ti02      . 

.     .       0-32 

P20,      . 

.     .       0-48 

-4k  03     . 

.     .     18-70 

Fe20,     . 

.     .     .       2-96 

FeO  .     . 

.     .       4-20 

MnO      . 

.     .       0-07 

CaO.     . 

.     .       6-70 

MgO      . 

.     .       2-79 

XiO.     . 

.     .       1'38 

Na20     . 

.     .       2-28 

Gliihveiiust 

.     .       0-70 

Summe 

.     .     .  100-42 

seilten  ausgedrückt  ist  die  Z 

Si02  .     . 

66-58 

Ah  Os     . 

.     .     1224 

Fe203     . 

.     .       1-24 

FeO  .     . 

390 

CaO  .     . 

7-80 

MgO      . 

.     .       4-62 

K20.     . 

0-98 

Na20      . 

.     .     .       245 

Es  handelt  sich  wieder  wie  bei  dem  oben  behandelten  Granitit 
um  ein  Gestein  mit  Tonerdeüberschuß.  Nach  der  von  Osann  an- 
gegebenen Gruppierung  läßt  sich  folgende  Typenformel  aufstellen, 
bei  der  die  überschüssige  Tonerde  in  Verbindung  mit  Wasserstoff  als 
Glimmermolekül  berechnet  wurde: 


566'6 


c7         ./9 


Bei  der  Betrachtung  der  chemischen  Konstitution  des  Tonalit- 
gneises,  insbesondere  beimVergleiche  mit  ähnlichen,  aber  unveränderten 
Eruptivgesteinen  sind  die  chemischen  Umwandlungen  zu  berücksichtigen, 
die,  wie  Reinisch1)  gezeigt  hat,  die  mechanischen  Umformungen 
zu  begleiten  pflegen.  Nach  Reinisch  macht  sich  in  kataklastisch 
deformierten  Gesteinen  eine  Abnahme  an  Si  02,  Ca  0,  Na2  0  und  eine 
Zunahme  an  AI2  03,  FeO,  Fe20s,  K20  und  H2  0  bemerkbar.  Für  die 
Beurteilung  der  Größe  dieser  nachträglich  im  chemischen  Bestände 
unseres  Tonalitgneises  eingetretenen  Verschiebungen  fehlt  es  an  der 
nötigen  Grundlage.  Vielleicht  darf  man  annehmen,  daß  sie  nur 
unbedeutend  war,  da  die  Menge  der  Neubildungen  eine  verschwindende 
ist.  Immerhin  aber  beeinträchtigt  die  Beobachtung  Reinisch'  etwas 
den  Wert  obiger  Typenformel  wie  der  Analyse  überhaupt,  sobald  es 
sich  um  einen  Vergleich  mit  anderen  tonalitischen  Gesteinen  handelt. 


1)    Druckprodukte 
Leipzig  1902. 


aus    Lausitzer    Biotitgranit    und    seinen    Diabasgängen. 


[17] 


über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen. 


63 


Eigenartige  Ausbildung  nimmt  der  Tonalitgneis  zwischen  Raben- 
stein und  der  Heißbodenalpe  südwestlich  vom  Penser  Joch  an.  Das 
beistehende  Profil  Tellers  veranschaulicht  die  Verhältnisse  dieses, 
die  Verbindung  des  Iffinger  mit  der  Brixener  Masse  herstellenden 
Gebirgsstückes.  Über  dem  Tonalit  des  Iffinger  Kernes  liegt  ein  flaseriger, 
feinkörniger  Biotitgneis  von  graulichgrüner  Farbe,  aus  dem  kleine 
Feldspataugen  hervorschimmern.  Diese  bestehen  aus  einem  sauren 
Oligoklas  von  siebartiger  Struktur.  Runde  und  längliche,  dann  oft  ge- 
krümmte Quarztropfen  und  Quarzkörner  liegen  in  Menge  in  ihm.  Sonst 
bemerkt  man  nur  noch  Quarz,  dann  Biotit,  Chlorit  von  anormaler 
Doppelbrechung,  Granat  und  Apatit.  Es  ist  ein  kristalliner  Schiefer, 
der  Spuren  hochgradigen  Gebirgsdruckes  aufweist.  Dieser  ist  an  der 
Grenze  gegen  den  Tonalitgneis  der  Eruptivmasse  eingelagert.  Auch 
aus  der  Fortsetzung  des  Tonalitzuges  im  Iffinger  Gebiete  erfahren  wir 
durch  Künzli1),  daß  „indem  randlichen  Hornblendetonalitgneis  1—2 


Fig.  1. 


ni'eirPcill'aCPnJal 


SO 


xfiaboii^iciiiv 


Profil  von  Rabenstein  (nach  Teller). 

1.    Quarzphyllit    mit   Gangbildungen    von    Diabasporphyrit    (v).    —    2.    Granit.    — 
3.  Gneiszug.  —  4.  Tonalitgneis.  —  5.  Bänderkalkzüge  (/.)  mit  dünnen  Phyllitgneis- 
•zwischenlagen.   —   6.  Granatführender  Phyllitgneis.   —   7.  Wechsel  von   Glimmer- 
schiefer und  Gneisen. 


meist  wenige  Meter  mächtige  Zonen  von  kristallinen  Schiefern,  in 
denselben  Ausbildungsarten,  wie  sie  etwas  weiter  außen  den  zusammen- 
hängenden Mantel  aufbauen,  eingelagert  sind".  Spuren  einer  Kontakt- 
metamorphose konnten  an  diesen  Biotitgneisen  nicht  gefunden  werden. 
Es  ist  möglich,  daß  sie  durch  den  Gebirgsdruck  nachträglich  verwischt 
wurden.  Auch  Künzli  konnte  nur  in  vereinzelten  Fällen  an  derartigen 
Einlagerungen  sowohl,  wie  an  den  Gesteinen  des  Mantels  Erscheinungen 
der  Kontaktmetamorphose  nachweisen. 

über  dem  Biotitgneis  folgt  der  Tonalitgneis,  der  hier  einen  ganz 
abweichenden  Habitus  hat.  Es  sind  das  grobkörnige  feldspatreiche  Ge- 
steine, die  Teller  wegen  ihres  Habitus  Arkosegneise  nannte2).    Ihr 


')  Die  Kontaktzone  um  die  Ulten-Iffingermasse.  Tschermaks  Mitt.  18  (1899), 

pag.  26  (Sep.). 

2)  Verh.  d.  k.  k.  geol.  Reichsanst.  1881,  pag.  70. 


64  Dr.  W.  Petrascheck.  [18] 

Hauptgemengteil  sind  bis  l[2  cm  große  zwillingsgestreifte Plagioldaskörner, 
die  gute  Zonenstruktur  besitzen.  Ein  zu  M  und  P  senkrecht  getroffener 
Schnitt  ergab  eine  Auslöschungsschiefe  von  22-5°,  was  einem  Andesin 
von  43%  Anorthitgehalt  entspricht.  Undulöse  Auslöschung,  Biegungen 
der  Lamellen  und  Risse,  welche  diese  verschieben,  geben  einen  Beweis 
von  den  Pressungen,  denen  diese  großen  Plagioklaskörner  ausgesetzt 
waren.  Neben  Plagioklas  ist  auch  etwas  Orthoklas  vorhanden.  Zwischen 
den  gerundeten  Feldspatkörnern  hindurch  zwängt  sich  ein  gänzlich 
zerdrücktes,  vorwiegend  aus  Quarz  bestehendes  Gesteinsmaterial.  Auch 
ganz  zerriebener  Biotit  liegt  in  diesen  Strähnen,  daneben  noch  neu- 
gebildete kleine  Körner  von  Epidot  sowie  Biotite,  die  nur  schwache 
Biegungen  aufweisen  und  zum  Teil  Neubildungen  sein  können. 

An  der  Basis  dieser  grobkörnigen  Tonalitgneise  bemerkte  Teller 
eine  scharf  begrenzte  Einlagerung  eines  dunklen  amphibolitähnlichen 
Gesteines  mit  vielen  porphyrisch  hervortretenden,  über  zentimeter- 
großen, wohlumgrenzten,  lichtbräunlichen  Feldspatkristallen.  Auch  dies 
ist  ein  Tonalitgneis.  Die  Grundmasse  desselben  besteht  aus  Plagioklas, 
Quarz  und  grüner  Hornblende.  Die  Hornblende  zeigt  vielfach  aufs 
deutlichste  beginnende  Umwandlung  in  Biotit.  Die  dünnen  Biotit- 
blättchen  setzen  gern  längs  der  Spaltrisse  der  prismatischen  Spalt- 
barkeit der  Hornblende  ein  und  sind  in  paralleler  Stellung  mit  der 
Hornblende  verwachsen,  so  daß  also  die  Achsenebene  des  Biotits  mit 
der  Querfläche  der  Hornblende  zusammenfällt.  In  geringer  Menge  ist 
Epidot  vorhanden.  Die  kleinen  Plagioklase  zeigen  Zonenstruktur.  Bei 
einem  zu  M  und  P  senkrechten  Schnitt  zeigten  sich  Auslöschungs- 
schiefen von 

38°  innen,  d.  i 70—80%  An 

32°  außen,  d.  i 55%  An 

Es  handelt  sich  somit  um  sehr  basische  zwischen  Labrador  und 
Bytownit  stehende  Plagioklase.  Niemals  zeigt  sich  an  ihnen  kristallo- 
graphische  Begrenzung.  Vielmehr  bilden  die  Plagioklase  und  die  kleinen 
undulösen  Quarze  ein  gleichförmiges  Mosaik.  Nur  die  Hornblende 
besteht  oft  aus  größeren  Individuen,  an  denen  man  öfters  noch  deut- 
liche Bruchflächen  bemerkt.  Fein  zerriebener  Detritus  fehlt,  ebenso 
Zonen  stärkerer  Pressung.  Es  hat  bereits  eine  Umkristalli- 
sierung  stattgefunden,  die  an  die  Kristallisations- 
schieferung,  die  durchBecke1)  aus  den  Tauern  bekannt 
geworden  ist,  erinnert. 

In  dieser  Grundmasse  liegen  Einsprengunge  von  Plagioklas  mit 
scharfer  kristallographischer  Begrenzung.  Diese  sind  in  ihren  äußeren 
Teilen  sehr  reich  an  Einschlüssen.  Hauptsächlich  sind  es  oft  zonar 
angeordnete  Quarztropfen  und  Stengel,  die  einigermaßen  an  den  Myr- 
mekit  erinnern,  hierzu  kommen  in  manchen  Durchschnitten  noch  dünne 
Hornblendesäulen.  An  Periklinlamellen  ergab  Beck  es  Methode  der 
Messung  des  Achsenaustrittes: 

im  Kern  ABiz      11<\  d.  i.      ...     24%  An 
im  Saum  AB*   34'5°,  d.  i.      ...     36%  An 


*)  Anzeiger  der  k.  Akad.  d.  Wiss.  Wien  1903,  pag.  113. 


[19]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  65 

Es  ist  somit  der  Saum  basischer  als  der  Kern.  Für  letzteren 
konnte  auch  noch  der  Vergleich  der  Lichtbrechung  mit  Quarz  durch- 
geführt werden.    Es  wurden  bei 

Parallelstellung  Kreuzstellung 

«<«',  s<Y'  w<y',  £<a' 

Diese  umgekehrte  Zonenstruktur  ist  aber  nicht  die  Folge  regel- 
mäßigen und  normalen  Weiterwachsens,  sondern  es  zeigt  sich  vielmehr, 
daß  der  Kern  eine  unregelmäßig  korrodierte  Oberfläche  besitzt,  auf 
die  sich  erst  der  einschlußreiche  basischere  Plagioklas  aufgesezt  hat. 
Die  Entstehung  dieses  Tonalitgneises  mit  porphyrischen  Plagioklasen 
muß  also  wesentlich  anders  gewesen  sein,  wie  diejenige  der  oben  be- 
handelten rein  kataklastischen  Tonalitgneise.  Selbstverständlich  ent- 
standen die  porphyrischen  Plagioklaseinsprenglinge  erst  nach  der 
Pressung,  wie  die  unversehrten  Umrisse  beweisen.  Auch  ist  auf  das 
deutlichste  zu  erkennen,  daß  die  großen  Kristalle,  um  sich  Platz  zu  ver- 
schaffen, bei  ihrem  Wachstum  die  übrigen  Gemengteile  —  namentlich 
die  Hornblende  zeigt  das  gut  —  zusammen  und  beiseite  geschoben 
haben. 

Wie  der  mikroskopische  Befund  lehrt,  kann  man  die  aus  Tonalit- 
gneisen  gebildete  Randfazies  nicht  als  ein  den  basischen  Ausscheidungen 
gleichendes  Differentiationsprodukt  auffassen.  Bei  diesen  letzteren  ist 
Orthoklas  meist  reichlich  vorhanden,  die  Seltenheit  ist,  daß  er  fehlt ; 
bei  ersteren  dagegen  fehlt  der  Kalifeldspat  in  der  Regel  und  nur  in 
seltenen  Ausnahmen  sind  geringe  Mengen  davon  vorhanden.  Die 
basische  Randfazies  ist,  wie  auch  die  Analyse  zeigt,  arm  an  Kali, 
während  der  Kaligehalt  der  meisten  basischen  Ausscheidungen  dem- 
jenigen des  Hauptgesteines  nahekommen  dürfte.  Beiden  Differentiations- 
produkten ist  dagegen  die  Anreicherung  an  Eisenmagnesiasilikaten, 
die  ebenfalls  in  der  Analyse  deutlich  zum  Ausdrucke  kommt,  eigen- 
tümlich. 

Aplite  und  Pegniatite. 

Entgegengesetzte  Wege  schlug  die  Differentiation  in  den  A  p  1  i  te  n 
ein,  von  denen  zahlreiche  Gänge  den  Granitit  der  Eruptivmasse  durch- 
schwärmen. Sie  setzen  auch  noch,  wie  Löwl  *)  erkannte,  im  angrenzenden 
Phyllit  auf.  In  diesen  Apliten  tritt  Biotit  nur  in  ganz  verschwindender 
Menge  auf.  Quarz  und  Orthoklas  sind  die  hauptsächlichsten  Gesteins- 
bildner, doch  ist  auch  Albit  reichlich  vorhanden.  Die  meisten  Orthoklase 
weisen  perthitische  Flammung  auf.  Oft  sind  Zwillinge  nach  dem  Bavenoer 
aber  auch  solche  nach  dem  Manebacher  Gesetze  zu  finden.  Quarz  und 
Orthoklas  störten  sich  zuweilen  im  Wachstum,  wobei  es  zu  Ver- 
wachsungen kommt,  die  schon  etwas  an  Pegmatitstruktur  erinnern. 

Über  die  Natur  des  Plagioklases  gab  zunächst  die  Lichtbrechung 
im  Vergleiche  zum  Quarz  Auskunft.  Diese  war  bei 

Parallelstellung  Kreuzstellung 

w>a',  e>y'  s>a',  w>y' 


J)  1.  c.  pag.  113. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  64.  Band,  1.  Heft.  (W.  Petrascheck.) 


66  Dr-   W.  Petrascheck.  [20] 

was  einem  Albit  entspricht.  Durch  Bestimmung  des  Achsenaustrittes 
in  einem  Albitzwilling  ergab  sich 

im  Kern    .     .     .     ABk  =    3<\  d.  i.  20%  An 
in  der  Hülle       .     A  B  a  =  20°,  d.  i.     8%  An 

Es  ist  sonach  nur  der  Kern  ein  saurer  Oligoklas,  die  Hülle  aber 
ein  Albit, 

In  einem  etwa  2  cm  breiten,  im  Vergleiche  zum  Aplit  dichteren 
und  biotitärmeren  Salband  aber,  das  an  der  Grenze  gegen  den  Granit 
entwickelt  ist,  wächst  die  Basizität  der  Plagioklase.  Hierselbst  liegen, 
wie  Schnitte,  die  zu  M  und  P  senkrecht  waren,  zeigten,  Plagioklase 
von  einem  Anorthitgehalt  von  30— 40°/0,  also  basische  Oligoklase  vor. 

Wesentlich  anders  ist  die  Struktur  von  sauren  Schlieren,  die 
neben  basischen  im  Granit  beim  Obersee  nächst  Franzensfeste  auf- 
setzen. In  ihnen  ist  nur  sehr  wenig  Plagioklas,  der,  wie  durch  seine 
Lichtbrechung  festgestellt  werden  konnte,  ein  saurer  Oligoklas  ist, 
vorhanden.  Das  Gestein  besteht  hauptsächlich  aus  Quarz  und  neben 
diesem  aus  reichlichem  Orthoklas,  der  vielfach  perthitische  Flammung 
aufweist.  In  einem  Quarz-Orthoklasmosaik  liegen  große  porphyrisch 
hervortretende,  aber  nicht  einheitliche  Quarze  und  Orthoklase.  Randlich 
nehmen  letztere  rundliche  Quarzkörner  auf. 

Zu  den  sauren,  an  Bisilikaten  armen  Nachschüben  gehören  endlich 
noch  die  Pegmatite,  die  sowohl  in  großkristalliner  wie  in  erst 
durch  das  Mikroskop  auflösbarer  Struktur  vorkommen.  Sie  enthalten 
wenig  Biotit  in  dünnen  Blättern  sowie  etwas  Turmalin.  Auch  hier 
herrschen  Quarz  und  Orthoklas  in  der  bekannten  Verwachsung  des 
Schriftgranits.  Die  wenigen  Plagioklase  sind  sehr  sauer.  In  Schnitten 
senkrecht  zu  M  und  P  wurde 

in  der  Hauptmasse  —8°,  d.  i.  8°/0  An 
in  der  Außenzone  — 14-5°,  d.  i.   1%  An 

gefunden.  Derartige  Werte  wurden  wiederholt  beobachtet.  Breite,  aber 
quarzarme  Myrmekitsäume  umgeben  manche  der  Plagioklase.  Über 
die  Natur  seines  Feldspats  gibt  folgende  Messung  Auskunft: 

Schnitt  senkrecht  zu  M  und  F.- 
Hauptmasse —8°,  d.  i.  8°/0  An 
Myrmekit     —14°,  d.  i.  2%  An 

Im  übrigen  ist  der  Myrmekit  in  dem  Pegmatit  recht  selten  und 
kommt  es  oft  vor,  daß  Plagioklas  an  Mikroperthit  grenzt,  ohne  daß 
es  zur  Ausbildung  von  Myrmekitsäumen  kommt.  Auch  die  Perthit- 
spindeln  gehören  dem  Albit  an,  denn  sie  löschen  in  Schnitten  parallel 
010  unter  +19°  aus. 

Die  vorstehenden  Erörterungen  behandeln  den  Haupttypus  des 
die  Brixener  Masse  bildenden  Granitits  sowie  seine  wichtigsten 
Spaltungsprodukte.  Es  sind  damit  aber  noch  nicht  alle  Gesteins- 
varietäten, die  im  Gebiete  überhaupt  auftreten,  zur  Abhandlung  ge- 
kommen. 


[21]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  and  ihrer  Randbildimgen.  67 

Insbesondere  muß  darauf  aufmerksam  gemacht  werden,  daß 
westlich  des  Eisacktales  in  dem  Granitit  ein  breiter  Zug  eines 
anderen  Granits  liegt,  der  reich  ist  an  rötlichem  Orthoklas  und  auch 
strukturell  von  dem  oben  geschilderten  Granit  etwas  abweicht.  Ebenso 
blieben  dem  Töllit  ähnelnde  Gesteine,  die  Teller  bei  Vintl  nach- 
wies, unberücksichtigt. 

Kontaktgesteine. 

Daß  am  Südrande  der  Brixener  Masse  der  Granitit  in  Primär- 
kontakt mit  dem  Phyllit  steht,  ging  bereits  aus  den  Schilderungen 
Pichlers1)  über  das  Vorhandensein  granitischer  Intrusionen  hervor. 
Dieselben  wurden  zwar  von  späteren  Beobachtern  nicht  wieder  auf- 
gefunden, doch  bemerkte  Löwl  aplitische  Gänge  in  den  quarzitischen 
Schiefern.  Nicht  weniger  beweisend  ist  das  Vorhandensein  eines 
schmalen  Saumes  kontaktmetamorpher  Gesteine,  den  Teller  erkannt 
und  auf  seiner  Karte  zur  Darstellung  gebracht  hat,  sowie  ebenfalls 
von  Teller  aufgefundene  Einschlüsse  phyllitischer  Gesteine  im  Granit. 

Quarzitische,  feldspatreiche  Gesteine  treten  längs  des  Südrandes 
mit  der  Eruptivmasse  in  Kontakt.  Sie  zeigen  nur  ganz  geringe  strukturelle 
Umänderungen.  Hochgradig  metamorph  sind  hingegen  dünne  bei  Schabs 
von  Becke  in  unmittelbarer  Nähe  des  Granits  aufgefundene  Einlage- 
rungen, die  aus  einem  ursprünglich  vermutlich  tonigem  und  deshalb 
der  Umwandlung  leichter  zugänglichem  Sedimente  hervorgegangen 
sein  mögen. 

Diese  letzteren  Gesteine,  die  wir  wegen  des  Vorherrschens  von 
Andalusit  und  Biotit  als  Andalusitglimmerfels  bezeichnen  wollen, 
haben  dunkle,  schokoladebraune  P'arbe.  Große,  quergestellte  Biotit- 
blättchen  geben  ihnen  ein  kristallinisch  körniges  Aussehen,  während 
quarzreiche  Schmitzen  noch  einige  Schichtung  hervorbringen.  Die 
Gesteine  sind  von  außerordentlicher  Frische.  Es  überwiegt  in  ihnen 
an  Menge  der  Andalusit,  neben  ihm  herrscht  ein  Biotit  von  lichter 
Farbe.  Außerdem  ist  noch  in  geringer  Menge  Cordierit,  Turmalin, 
Plagioklas,  Spinell,  Phlogopit  und  Orthit  nachweisbar.  Quarz  ist  in 
manchen  Stücken   reichlich    vorhanden,    kann  aber   auch  ganz  fehlen. 

Wo  der  Quarz  auftritt,  zeigt  er  die  aus  Kontaktgesteinen  be- 
kannte Mosaikstruktur,  die  jedoch  durch  Einwirkung  des  Gebirgsdruckes 
etwas  verwischt  sein  kann.  Gewöhnlich  ist  er  in  dünnen  Lamellen  an- 
gereichert, die  schon  ursprünglich  schwache  Linsen  gebildet  haben 
dürften. 

Der  Andalusit  tritt  in  langen,  bis  0-3  mm  dicken  Nadeln  mit 
deutlich  erkennbarer  Spaltbarkeit  in  divergentstrahligen  Büscheln  oder 
in  Haufwerken  rundlicher  und  länglicher  Körner,  die  sich  dann  namentlich 
durch  ihre  starke  Lichtbrechung  deutlich  herausheben,  auf.  Sein  Pleo- 
chroismus  ist  an  den  dickeren  Kristallen  noch  erkennbar.  Neben  ihm 
tritt  der  Cordierit  sehr  zurück.  Durch  seine  Zweiachsigkeit,  den 
optischen  Charakter,  verhältnismäßig  großen  Achsenwinkel  und  Spuren 
von  wolkiger  Trübung  ließ  er  sich  erkennen.  Der  reichlich  vorhandene 

J)  1.  c.  pag.  265. 


68  Dr.  W.  Petrascheck.  [22] 

Bio  tit  bildet  entweder  bis  4  mm  große  Blättchen  oder  aber  Aggregate 
kleiner  Schüppchen.  Oft  liegen  Körnchen  opalen  Erzes  in  ihm.  Er 
zeichnet  sich  durch  recht  lichte  Färbung  aus,  a  sehr  lichtgelblich,  fast 
farblos,  c  braun.  Doch  lassen  sich  zwei  verschiedene  Biotite  unter- 
scheiden: lichtere,  bei  denen  c  dem  braun  33  q  der  Rad  de  sehen  Skala, 
und  dunklere,  bei  denen  c  dem  orange  4*  entspricht.  An  letzterem  wurde 
mit  dem  Babinet  y — oc  =  0-050  bestimmt.  Es  wiesen  0-02  mm  dicke, 
parallel  zur  Achsenebene  getroffene  Blättchen  das  Violett  II  auf.  Der 
Achsenwinkel  ist  sehr  klein.  In  äußerst  geringer  Menge  treten  außerdem 
noch  kleine  Schüppchen  eines  ganz  farblosen  Glimmers  von  ebenfalls 
kleinem  Achsenwinkel  auf.  Bei  ihm  wurde  f — a  =  0*31  gemessen.  Es 
dürfte  sich  demnach  um  Phlogopit  handeln.  An  den  allotriomorphen 
Plagioklaskörnern  sind  Zwillinge  nach  dem  Periklingesetze  häufig, 
doch  kommen  auch  solche  nach  dem  Albitgesetze  vor.  Zonenstruktur 
war  in  einem  Falle  angedeutet.  Drei  Schnitte,  die  nicht  sehr  gut 
senkrecht  zu  M  und  P  getroffen  waren,  hatten  Auslöschungsschiefen 
von  15°,  17°,  beziehungsweise  24°.  Es  liegen  demnach  Plagioklase  der 
Andesingruppe  vor.  Der  Tur malin  hat  sehr  lichte,  graulichgrüne 
Farbe  und  bildet  scharfe,  wohlausgebildete  Kristallchen.  Dagegen 
kommt  der  Apatit  in  rundlichen,  rissigen  Körnern  vor,  die  zuweilen 
von  Biotit  durchwachsen  sind  und  ein  fast  skelettähnliches  Aussehen 
annehmen  können.  In  nur  geringer  Menge  findet  man  die  kleinen,  sehr 
lichtgrünlichen  Körner  des  Spinells. 

Überaus  reichlich  und  in  zweierlei  Ausbildung,  sowohl  als  stark 
grüne  als  auch  fast  farblose  Körner,  tritt  der  Spinell  in  einem  sonst 
ähnlich  zusammengesetzten  Einschluß  auf,  den  Teller  in  dem 
großen  Steinbruche  bei  der  Brixener  Klause  fand.  Ganz  das  nämliche 
Verhalten  konstatierte  Salomon1)  an  Einschlüssen  im  Tonalit  des 
Adamello.  Im  übrigen  ist  das  Gestein  des  Einschlusses  dem  vorher- 
beschriebenen durchaus  ähnlich.  Biotit,  ebenfalls  von  lichter  Farbe, 
ist  reichlich  vorhanden  und  reichert  sich  in  umkristallisierten  Nestern 
und  Schmitzen  an.  Quarz  ist  in  großer  Menge,  Plagioklas  nur  in 
einigen  Körnern  zu  bemerken.  Eines  derselben,  zu  M  und  P  senk- 
recht getroffen,  löschte  unter  31°  aus,  gehört  also  bereits  einem  Labrador 
an.  Andalusit  ist  neben  Biotit  der  Hauptgemengteil.  Salomon  be- 
obachtete bei  seinen  Einschlüssen,  daß  an  manchen  Präparaten  eine 
scharfe  Grenze  zwischen  Tonalit  und  dem  Kontaktfels  nicht  vorhanden 
ist.  Bei  unserem  Stücke  ist  der  Andalusitglimmerfels  des  Einschlusses 
von  einem  etwa  0*4  mm  breiten  Saume  umgeben,  der  aus  den  Bestand- 
teilen des  Granits  besteht :  Quarz  und  Plagioklas  aber  in  isometrischen, 
sehr  viel  kleineren  Körnern,  Biotit  in  winzigen  Schüppchen.  Man  wird 
den  Saum  als  eine  endogene  Kontaktbildung  auffassen  müssen. 

Im  Gegensatz  zu  den  soeben  beschriebenen  Gesteinen  sind  die 
Qua r zlagen phyllite,  die  die  Hauptmasse  des  an  den  Granit 
grenzenden  Schiefergesteines  bilden,  für  eine  Umwandlung  durch  Eruptiv- 
kontakt  wenig   geeignet.    Zwischen  Schabs  und  Aicha  steht  mit  dem 


»)  Zeitschrift  d.  deutscheu  geolog.  Gesellsch.  42  (1890),  pag.  493. 


[23]  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  69 

Andalusitglimmerfels  ein  Quarzit  an,  der  durch  Quarzlagen  feinlamellare 
Struktur  erhält.  Graulichgrüne,  chloritische  und  serizitische  Streifen 
geben  ihnen  deutliche  Schichtung.  Das  Mikroskop  enthüllt  keinerlei 
Kontaktstruktur.  Die  Quarze  sind  undulös,  an  den  Rändern  verzahnt. 
Sonst  bemerkt  man  noch  reichlich  Zirkon,  etwas  Magnetit,  Turmalin 
und  Apatit.  Die  Schichtung  erzeugen  dünne  Muscovitblättchen,  die  mit 
Epidot  und  etwas  Chlorit  vergesellschaftet  sind.  Das  Fehlen  jedweder 
Kontakterscheinungen  innerhalb  eines  Kontakthofes  ist  ja  selbst  an 
hierzu  befähigten  Gesteinen  schon  oft  beobachtet  worden  und  ist  an 
derartigen  Quarzitschiefern  nicht  verwunderlich. 

Andere  Quarzite,  die  sehr  reich  an  lichtrötlichem  Feldspat  sind 
und  entweder  massige  oder  lamellare  Struktur  besitzen,  bilden  nach 
den  Aufzeichnungen  Tellers  an  der  gegen  Bergler  gerichteten  Ab- 
dachung der  Schulzspitz  eine  wahrscheinlich  im  Granitit  nahe  dessen 
Rande  schwimmende  Scholle.  Diese  Gesteine  zeigen  deutliche  Spuren 
der  Kontaktmetamorphose,  indem  der  Quarz  die  aus  Kontaktgesteinen 
bekannte  mosaikähnliche  Felderteilung  angenommen  hat.  In  ihm  liegen 
vereinzelte  eiförmige  Biotitscheibchen.  Die  mit  Quarz  fast  in  gleicher 
Menge  vorhandenen  Feldspate  (vorwiegend  Orthoklas ,  nur  wenig 
Plagioklas)  sind  auch  strukturell  unverändert  geblieben.  Aggregate 
kleiner  Muscovitschüppchen  machen  den  Eindruck,  als  ob  sie  aus  einem 
Kontaktmineral  hervorgegangen  sein  könnten,  doch  ist  solches  nicht 
mehr  nachweisbar.  Ähnliche  feldspatreiche,  aber  sehr  feinkörnige  Quarzite 
kommen  als  Einschlüsse  in  den  diopsidhaltigen,  basischen  Schlieren 
von  Franzensfeste  vor.  Hierin  erkennt  man  schon  mit  bloßem  Auge 
den  Cordierit,  das  Mikroskop  zeigt,  daß  diese  Einschlüsse  aber  auch 
noch  reich  sowohl  an  tief  dunkelgrünem  als  auch  an  ganz  blaß  grünem 
Spinell  sind.  Als  färbender  Gemengteil  sind  kleine,  meist  lappige 
Biotitschuppen  reichlich  vorhanden.  Auch  hier  zeigt  sich  also 
wieder,  daß  Einschlüsse  der  metamorphosierenden 
Agenzien  in  erhöhtem  Maße  zugänglich  sind. 

Am  Nordrande  der  Masse,  in  der  Gegend  von  Mauls,  fehlt 
es  völlig  an  kontaktmetamorphen  Gesteinen.  Kalkgrauwacken  mit 
auffallend  viel  Titaneisen  und  Turmalin  sowie  kleinen  Rutil-  und 
Apatitnädelchen  stehen  hier  an.  Darin  sind  Einlagerungen  eines  kohl- 
schwarzen, von  Harnischen  und  Druckflächen  ganz  durchzogenen  eisen- 
kieshaltigen  Gesteines,  das  einer  mikroskopischen  Untersuchung  nicht 
zugänglich  ist.  Zwischen  der  Eruptivmasse  und  diesen  Gesteinen,  auf 
die  sehr  bald  der  Dactyloperenkalk  folgt,  streicht,  wie  Tellers  Karte 
lehrt,  eine  Dislokation  hindurch,  an  der  das  unmittelbare  Hangende 
des  Granits  abgeschnitten  wird. 

Weiter  westlich  an  der  Schellenbergalpe  treten  an  den  Granit- 
rand Zweiglimmerschiefer  heran,  die  ebenfalls  keine  Spur  einer  Be- 
einflussung durch  Eruptivkontakt  erkennen  lassen.  Noch  weiter  östlich 
durchschneidet  das  Profil  Rothpletz'  den  Nordrand  der  Masse;  auch 
hier  fehlen  Wirkungen  einer  Kontaktmetamorphose,  so  daß  Rothpletz 
ebenfalls  für  das  Vorhandensein  eines  Bruches  eintritt1). 


')  Querschnitt  der  Ostalpen,  pag.  162. 


70  Dr.  W.  Petrascheck.  [24] 

Anhang:   Über  den  Myrmekit. 

Wiederholt  stießen  wir  bei  obigen  Beschreibungen  auf  die  als 
Myrmekit  bekannte  Verwachsung  zwischen  Plagioklas  und  Quarz.  Als 
Gesteinsgemengteil  ist  der  Myrmekit  ohne  besondere  Bedeutung  ge- 
wesen, so  daß  nicht  des  näheren  auf  ihn  eingegangen  wurde.  Doch 
ließen  sich,  da  er  oft  in  sehr  schöner  Ausbildung  vorlag,  an  ihm  einige 
Beobachtungen  machen,  die  für  die  Beurteilung*  seiner  Entstehung  von 
Wert  sind  und  die  deshalb  hier  anhangsweise  zusammengefaßt  werden 
sollen. 

Die  bisherigen  Ansichten  über  die  Entstehung  des  Myrmekits 
gehen  weit  auseinander.  Seder  ho  Im1),  der  den  Namen  Myrmekit 
einführte,  hält  ihn  für  eine  sekundäre,  nach  der  vollständigen  Ver- 
festigung des  Gesteines  entstandene  Bildung.  Er  hält  es  für  wahr- 
scheinlich, daß  Myrmekit  „nur  metamorph,  und  zwar  nur  bei  solchen 
Prozessen  gebildet  wurde,  welche  der  Kontaktmetamorphose  nahe 
stehen".  Für  eine  nachträgliche,  mit  der  Verwitterung  des  Feldspats 
in  Zusammenhang  zu  bringende  Entstehung  spricht  sich  Romberg2) 
aus.  Eine  Bildung  aus  in  zertrümmerten  Gesteinen  zirkulierenden 
Lösungen  ist  Futtere  r3)  das  wahrscheinlichste.  Frühzeitig  schon 
lenkte  Michel  Levy4)  die  Aufmerksamkeit  auf  solche  Quarzinfil- 
trationen, die  er  auf  korrosive  Wirkungen  einer  jüngeren  Feldspat- 
und  Quarzgeneration  zurückführt.  Er  wandte  dafür  später  die  Be- 
zeichnung „quartz  vermicule"  an5)  und  fand,  daß  dieser  als  endomorphe 
Kontakterscheinung  bei  Graniten  auftritt,  woselbst  er  durch  gleichzeitige 
Erstarrung  von  Quarz  und  Feldspat  entstanden  ist.  Für  ein  solches,  und 
zwar  als  letztes  gleichzeitig  mit  dem  Rande  der  Mikrolinkörner  er- 
folgtes Erstarrungsprodukt  tritt  auch  Be  cke  6)  ein.  Popoff7)  nimmt 
ebenfalls  eine  magnetische  Entstehung  derartiger  Strukturformen,  wie 
sie  der  Myrmekit  bildet,  an.  Nach  ihm  ist  der  Quarz  in  flüssiger  Form, 
als  Tropfen,  von  dem  kristallisierenden  Feldspat  umschlossen  worden. 
Ebenso  findet  Bergt8)  keine  Veranlassung,  den  Myrmekit  als  eine 
spätere  Bildung  anzusehen.  Für  korrosive  Wirkung  des  Quarzes  auf 
den  P'eldspat  entscheidet  sich  hingegen  McMahon9). 

Zweifellos  sind  es  oft  verschiedene,  nur  äußerlich  ähnliche  Er- 
scheinungen, die  man  bald  als  Granophyr  oder  Mikropegmatit,  bald 
als  quartz  vermicule,  bald  als  Myrmekit  beschrieben  hat,  Erscheinungen, 


1)  Über  eine   archäische   Sedimentärformation    im    südwestlichen    Finnland. 
Bull,  de  la  commission  g6ol.  de  la  Finnlande  No.  6,  pag.  113. 

2)  Petrographische    Untersuchungen    argentinischer   Granite.      Neues    Jahrb. 
8.   Beil. -Bd.,  pag.  314. 

3)  Granitporphyr  von  der  Griesscharte.  Neues  Jahrb.  9.  Beil. -Bd.,  pag.  544. 

4)  Divers  modes  de  la  structure  des  roches  eruptives.  Ann.  des  mines.  VII. 
Ser.,  Bd.  8  (1875),  pag.  396. 

5)  Granite    de  Flamanville.  Bull,  du  serv.  de  la  carte  geol.  de  la  France  5. 
(1894),  pag.  27. 

6)  Tonalit  des  Riesenferner,  pag.  414. 

7)  Über  Rapakivi  aus  Südrußland.    Trav.  soc.  imp.  des  Naturat.   St.  Peters- 
bourg  31  (1903),  pag.  252. 

8)  Zur  Geologie  des  Coppename  u.  Niekerietales  in  Surinam.  (Samml.  d.  geol. 
Reichsmuseums  Leiden.  2.  Ser.,  Bd.  II,  Heft  2.,  pag.  117  u.  139. 

9)  Geol.  of.  Gilgit.  Quat.  Journ.  56  (1900),  pag.  366. 


[251  Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  71 

die  keineswegs  immer  derselben  Entstehungsart  sein  müssen.  Was 
Becke  im  Tonalit  des  Riesenferner  als  Mikropegmatit  behandelt  hat, 
ist  mit  unserem  Myrmekit  identisch.  Die  strenge  Abhängigkeit  von 
Kalifeldspat  wurde  schon  oben  hervorgehoben.  Auch  aus  den  Dar- 
stellungen Seder holms  geht  die  Verbindung  des  Myrmekits  mit  dem 
Kalifeldspat  hervor.  Er  tritt  in  Gestalt  von  Säumen  oder  Zapfen  auf, 
die  die  Plagioklase  umgeben  oder  diesen  anhaften.  Wird  ein  solcher 
Zapfen  vom  Kristall  durch  den  Schliff  abgeschnitten,  so  scheint  er 
frei  als  Korn  im  Orthoklas  zu  liegen.  Es  kommt  aber  auch  vor,  daß 
kleine  Myrmekitkörner,  für  welche  die  unmittelbare  Verwachsung  mit 
Plagioklas  nicht  wahrscheinlich  ist,  isoliert  auftreten.  Solche  kleine, 
meist  etwas  länglich  geformte  Körner  liegen  hie  und  da  an  der  Grenze 
von  zwei  Orthoklasen  und  man  könnte  sich  wohl  vorstellen,  daß 
Lösungen,  die  zwischen  die  Orthoklaskörner  eingedrungen  sind,  diese 
Myrmekitkörnchen  hier  abgesetzt  haben. 

Nahezu  immer  war  in  unseren  Präparaten  Myrmekit  dort  vor- 
handen, wo  Plagioklas  mit  Orthoklas  in  Berührung  kam,  so  daß  man 
den  Eindruck  bekommt,  als  sei  der  Myrmekit  das  Produkt  einer  Re- 
aktion des  einen  Minerals  auf  das  andere.  Wo  aber  ein  Quarz  oder 
ein  anderer  Plagioklas  oder  Biotit  angrenzt,  schneidet  der  Myrmekit- 
saum  ab.  Ein  solches  Beispiel  für  Quarz  illustriert  unsere  Abbildung 
Taf.  IV,  Fig.  1.  Eine  Ausnahme  von  dieser  Regel  machten  häufig  nur 
die  sauren  Plagioklase,  die  im  Orthoklas  des  Pegmatits  lagen,  sowie 
manche  Plagioklase,  die  in  basischen  Ausscheidungen  mit  Orthoklas 
in  Berührung  kamen,  indem  hier  die  Myrmekitsäume  gänzlich  fehlen 
konnten.  Dagegen  ist  die  Erscheinung  viel  intensiver,  d.  h.  die  Myr- 
mekitsäume viel  deutlicher  und  breiter,  wenn  der  Orthoklas  ein  Mikro- 
perthit  ist.  Schon  hieraus  kann  man  schließen,  daß  Beziehungen  zwischen 
den  Perthitspindeln  und  dem  Myrmekit  bestehen.  Dies  wird  aber  durch 
manche  optische  und  chemische  Erscheinungen  zur  Gewißheit. 

Dem  Myrmekit  ist  nicht  ein  Feldspat  von  ganz  bestimmter  Zu- 
sammensetzung eigentümlich.  Nur  das  Läßt  sich  sagen,  daß  sich  stets 
die  sauren  Glieder  der  Plagioklasreihe  an  seiner  Bildung  beteiligen. 
Becke1)  fand  sauren  sowohl  wie  basischen  Oligoklas  unter  An- 
wendung seiner  Methode  durch  Vergleich  der  Lichtbrechung  mit  der 
des  Quarzes.  Gerade  für  den  Myrmekit  ist  diese  Bestimmungsart  sehr 
geeignet  und  oft  anwendbar.  Wir  erhielten  mit  demselben  in  einem 
Falle  in 

Parallelstellung  Kreuzstellung 

was  einem  sauren,  auf  der  Grenze  zu  Albit  stehenden  Oligoklas  ent- 
spricht. Stets  hat  der  Plagioklas  des  Myrmekits  dieselbe  Orientierung 
wie  der  Kristall,  dem  er  aufsitzt,  so  daß  man  bei  orientierten  Durch- 
schnitten des  letzteren  in  der  Lage  ist,  auch  den  Feldspat  des  Myr- 
mekits zu  bestimmen.  Nicht  selten  kann  man  beobachten,  daß  sich  die 
Zwillingslamellen  des  Plagioklases  in  den  Myrmekit  hinein  fortsetzen, 
woselbst  sie  aber,  weil  viel  saurer,  oft  entgegengesetzte  Auslöschung 

*)  1.  c.  pag.  412 


—  120, 

d. 

i.  45%  An 

—  90, 

d. 

.  41%  An 

-  1°, 

d. 

l.  320/o  An 

+  5°, 

d.  ] 

.  24o/0  An 

+16«, 

d. 

l.     6%  An 

72  Dr.  W.  Petrascheck.  [26] 

zeigen.    An  Schnitten,  die  zu  M  und  P  senkrecht  waren,  erhielten  wir 
in  einem  Falle  eine  Auslöschungsschiefe  von 

-13-5°,  d.  i.  2%  An, 

in  einem  anderen  Durchschnitte  desselben  Gesteines  (analysierter  Granit 
von  Grasstein) 

im  Myrmekit    .     .     .     .     —  8°,  d.  i.  10%  An 
im  quarzfreien  Saum     .     —15°,  d.  i.     0°/0  An 

Ein  Plagioklas  desselben  Gesteines,  der  zu  M  parallel  getroffen 
war,  gab  folgende  Werte: 

Kern 

Hülle 

Außenzone  .... 
Myrmekit  .... 
quarzfreier  Saum 

In  dem  Pegmatit,  dessen  Plagioklas  sehr  sauer  war,  fehlen  die 
Myrmekitsäume  meist.  An  einem  solchen  wurden  senkrecht  zu  M  und  P, 
wie  oben  bereits  erwähnt, 

—140,      .     .     d.  i.  1%  An 
beobachtet. 

Nicht  selten  wird  man  bemerken,  daß  die  Albitspindeln  des  an- 
grenzenden Perthits  mit  dem  Myrmekit  oder  dem  quarzfreien  Saum  ') 
desselben  gleich  orientiert  sind  und  zu  gleicher  Zeit  auslöschen  ;  da 
sie  auch  dieselbe  Zusammensetzung  haben,  liegt  es  nahe,  sie  als  gleich- 
altrige Bildungen  aufzufassen.  An  den  soeben  erwähnten,  zu  M  paral- 
lelen Plagioklas  grenzte  ein  Orthoklas,  der  ebenfalls  zu  M  parallel 
getroffen  war.  Die  Perthitspindeln  in  ihnen  zeigten  zu  den  Spaltrissen 
von  P  eine  Auslöschung  von  15°,  gehören  also  zum  selben  Albit,  wie 
der  quarzfreie  Saum.  In  dem  Aplit  zeigten  ebenso  geschnittene  Perthit- 
spindeln +  16°,  in  dem  Pegmatit  +  19°  Auslöschungsschiefe.  Sie  ge- 
hören also  in  letzterem  reinem  Albit  an. 

Es  ist  aber  auch  wiederholt  schon  für  den  Perthit  eine  sekundäre 
Entstehung  angenommen  worden.  Neuerlich  hat  sich  Wen  gl  ein2) 
dafür  eingesetzt,  daß  die  perthitischen  Albitlamellen  erst  nach  Ver- 
festigung des  Gesteines  eingelagert  wurden.  Für  die  Perthite  unserer 
Gesteine  kann  solches  nicht  angenommen  werden,  denn  einmal  zeigen 


*)  Zwar  scheint  für  die  quarzfreien  Säume  der  Name  Myrmekit  nicht  mehr 
zu  passen,  weil  ihnen  die  charakteristischen  Quarzstengel  fehlen.  In  der  Art  ihres 
Auftretens  geben  sie  sich  aber  unzweifelhaft  als  ein  Teil,  und  zwar  als  das  jüngste 
Produkt  der  Myrmekitbildung  zu  erkennen.  Gerade  so  wie  die  Quarzstengel  im 
Myrmekit  an  einer  Linie  gleichzeitig  mit  einer  Änderung  der  Auslöschungsschiefe 
des  Plagioklases  einsetzen,  geradeso  enden  sie  an  einer  Linie,  jenseits  deren  dann 
ebenfalls  sich  ein  rascher  Wechsel  der  Auslöschungsschiefe  vollzieht.  In  manchen 
basischen  Ausscheidungen  kam  es  sogar  vor,  daß  nur  der  quarzfreie  Saum  vor- 
handen war,  der  sich  aber  in  der  ganzen  Art  seines  Auftretens  doch  deutlich  als 
Analogon  des  echten  Myrmekits  zu  erkennen  gab. 

2)  Über  Perthitfeldspate,  Diss.  Kiel  1903. 


[27]  Über  Gesteine  der  Brixner  Masese  und  ihrer  Randbildungen.  7)> 

die  perthitführendeü  Gesteine  oft  nicht  die  geringste  Beeinflussung 
durch  Gebirgsdruck  sowohl  wie  durch  zirkulierende,  Umsetzungen  her- 
vorrufende Lösungen,  dann  aber  ist  die  Perthitbildung  oft  eine  so  feine, 
daß  sie  unmöglich  sekundärer  Entstehung  sein  kann.  Außer  von  den 
Perthitspindeln  werden  die  Orthoklase  nämlich  noch  von  außerordentlich 
feinen  und  zarten,  ganz  geraden  dünnen  Albitlamellen,  die  an  Zwillings- 
streifung  erinnern,  durchzogen.  Wo  dieselben  von  den  Spindeln  ge- 
schnitten werden,  kann  man  beobachten,  daß  sie  verblassen.  Es  ist 
ganz  unmöglich,  die  feine  Streifung,  die  der  Orthoklas  durch  diese 
Lamellen  erhält,  auf  Kontraktionsrisse  oder  durch  Pressung  erzeugte 
Spalten  zurückzuführen  1).  Dahingegen  kann  man  wohl  annehmen,  daß 
der  Orthoklas  die  Fähigkeit  hat.  eine  begrenzte  Menge  Albit  und 
Anorthit  zu  lösen2),  die  bei  Erstarrung  zur  Ausscheidung  kommt.  Es 
ist  sehr  leicht  begreiflich,  daß  sich  diese  Albit-  und  Anorthitsubstanz 
nicht  nur  in  den  perthitischen  Spindeln  und  Lamellen,  sondern  auch 
auf  den  schon  vorhandenen,  mit  dem  Orthoklas  in  Berührung  stehenden 
Plagioklaskristallen  niederschlägt  und  mit  letzteren,  gerade  so  wie  die 
ergänzende  Kieselsäure  in  Sandsteinen,  orientiert  verwächst.  Der  Um- 
stand, daß  bei  basischen  Kristallen  der  Plagioklas  des  Myrmekits  nicht 
ebenfalls  wesentlich  basischer  ist,  daß  vielmehr  dann  ein  plötzlicher 
Umschlag  in  die  saure  Zone  des  Myrmekits  eintritt,  während  in  allen 
anderen  Plagioklaszonen  die  Änderung  sich  langsamer  und  kontinuier- 
licher vollzieht,  dieser  Umstand  scheint  darauf  hinzudeuten,  daß  sich 
der  Myrmekit  nicht  in  derselben  Weise  wie  die  anderen  Zonen  aus- 
geschieden hat.  Könnte  dem  Orthoklas  die  Fähigkeit,  neben  Plagioklas- 
substanz  auch  noch  Quarz  zu  lösen,  zugesprochen  werden,  so  könnte 
durch  Ausfall  der  letzteren  die  Bildung  der  Quarzstengel  erklärt  werden. 
In  diesem  Falle  aber  sollte  man  vermuten,  daß  Myrmekit  sich  aus 
dem  Orthoklas  auch  gegen  Quarz  hin,  soweit  solcher  schon  verfestigt 
war,  ausgeschieden  habe,  wovon  aber  nichts  zu  bemerken  ist.  Eine 
chemische,  von  Abscheidung  von  Si  Ö2  begleitete  Wechselwirkung  zwischen 
Orthoklas  und  den  kalkreichen  Plagioklasen  ist  nicht  denkbar,  obgleich 
das  mikroskopische  Bild  sehr  zur  Annahme  einer  solchen  verleitet.  Wir 
können  uns  demnach  noch  keine  Vorstellung  davon  machen,  wie  der 
quarzstengelführende  Myrmekit  entstanden  sein  soll.  Das  letzte  Er- 
starrungsprodukt kann  dieses  Quarz-Plagioklasgemisch  nicht  sein,  da 
sich  nach  ihm  noch  aus  dem  Orthoklas  der  quarzfreie  Albitsaum  abge- 
schieden hat.  Auf  jeden  Fall  aber  halten  wir  den  My  rmeki  t 
für  eine  primäre  und  magma  tische  Bildung. 

Die  Quarzstengel  des  Myrmekits  als  einen  „quartz  de  corrosion" 


J)  Es  soll  damit  die  Möglichkeit,  daß  Pertithe  zuweilen  auch  sekundärer  Ent- 
stehung sein  können,  nicht  in  Abrede  gestellt  werden.  Die  schon  von  Becke  be- 
obachteten und  auch  ohen  erwähnten,  während  der  Pressung  entstandeneu  Albit- 
adern  sprechen  dafür,  daß  auch  in  Orthoklas  nachträglich  Albit  infiltriert  werden 
kann.  Die  Albittrümmer  können  sich  in  manchen  Pressungszonen  so  häufen,  daß 
sie,  wie  in  einem  Falle  zu  beobachten  war,  die  ursprüngliche  Substanz  eines  Ab- 
schnittes von  einem  Plagioklaskorn  ganz  verdrängen  können.  Ein  zwillingsgestreif'ter 
Plagioklas  wurde  von  einem  dichten  Netzwerk  albitischer  Trümmer  durchsetzt, 
dessen  zentraler  Teil  aus  einheitlicher  Albitsubstanz  bestand. 

2)  Vgl.  Vogt:  Die  Silikatschmetzen.  I,  pag.  155. 
Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  l.  Heft.  (W.  Petrascheck.)       10 


74  Dr.  W.  Petrascheck.  [28] 

aufzufassen,  der,  wie  Baur1)  ausführt,  eingreifen  muß,  wenn  der 
Feldspat,  wie  es  unter  bestimmten  Voraussetzungen  der  Fall  ist,  be- 
standesunfähig wird,  ist  nicht  angängig,  weil  die  Einfügung  der  quarz- 
führenden Zone  in  die  Zonenstruktur  der  Plagioklase  und  ebenso  der 
Umstand,  daß  dem  Myrmekit  ganz  bestimmte,  nämlich  saure  Plagio- 
klase eigentümlich  sind,  sich  damit  nicht  in  Einklang  bringen  lassen. 
Auch  ist  die  Wirkung  der  Korrosion,  wie  zum  Beispiel  die  Quarze 
von  Porphyren  zeigen,  eine  ganz  andere.  Sie  führt  nicht  zur  Heraus- 
bildung so  feiner,  annähernd  parallel  gestellter  oder,  was  in  dem 
Zapfen  der  Fall  ist,  divergierender  Kanäle,  wie  sie  so  häufig  im  Myr- 
mekit zu  beobachten  sind. 

Ebenso  können  wir  den  Myrmekit  nicht,  wie  Futterer  wollte, 
als  eine  Ausfüllung  von  bei  der  Kataklase  entstehenden  Hohlräumen 
betrachten.  Es  spricht  dagegen  nicht  nur  die  Art  des  Auftretens  in 
Säumen  und  Zapfen  zwischen  Plagioklas  und  Orthoklas,  sondern  auch 
die  völlige  Unabhängigkeit  der  Myrmekitbildung  von  der  Pressung. 
In  ganz  oder  fast  ganz  von  Gebirgsdruck  verschont  gebliebenen  Ge- 
steinen beobachteten  wir  reichlich  Myrmekit,  in  den  stark  veränderten 
Tonalitgneisen  fehlte  er  dagegen. 

Tropfenförmige,  massigere  Quarzeinschlüsse  oder  solche,  wie  wir 
sie  oben  aus  den  porphyrischen  Plagioklaseinsprenglingen  des  Tonalit- 
gneises  vom  Rabenstein  erwähnt  haben  und  wie  sie  auch  unsere  Ab- 
bildung Taf.  IV,  Fig.  5  erkennen  läßt,  ließen  sich  eher  auf  Korrosion 
zurückführen.  Die  zonare  Anordnung  dieser  letzteren  Quarztropfen 
und  Stengel  aber  deutet  wieder  darauf  hin,  daß  sie  während  des  Wachs- 
tumes  des  Kristalls  entstandene  Quarzeinschlüsse  sind,  die  sehr  wohl 
in  flüssigem  Zustande  eingehüllt  worden  sein  können.  Ihre  por- 
phyrischen Plagioklase  haben  einen  sauren  Kern,  der  korrodiert  worden 
ist,  worauf  sich  erst  eine  basischere  Hülle  um  ihn  gelegt  hat.  Es  ist 
aber  der  Kieselsäuregehalt  der  anorthitreichen  Oligoklase  geringer  als 
der  der  albitreichen.  Deshalb  ist  es  wohl  denkbar,  daß  ein  Magma,  das 
erst  saure  Plagioklase  ausscheidet  und  später  basische,  mit  diesen 
zugleich  freie  Kieselsäure  zur  Abscheidung  bringt.  Auf  jeden  Fall 
halten  wir  es  für  wahrscheinlich,  daß  äußerlich  dem  Myrmekit  ähnliche 
Gebilde  auf  verschiedene  Entstehungsursachen  zurückzuführen  sein 
können,  weshalb  es  zur  Vermeidung  von  Verwechslungen  nötig  ist, 
sie  nach  ihrem  Auftreten  genau  zu  scheiden. 


Chemische  Kosmographie,  pag.  83. 


Einige  neue  Fossilienfundorte  in  der 
ostböhmischen  Kreideformation. 

Von  Jaroslav  J.  Jahn. 

Während  meiner  Aufnahmsarbeiten  im  Gebiete  der  ostböhmischen 
Kreideformation  habe  ich  zahlreiche  neue  Fossilienfundorte  entdeckt, 
von  denen  ich  einige  wichtigere  in  den  vorliegenden  Zeilen  be- 
sprechen will. 

Ich  bemerke  gleich  hier,  daß  ich  nur  einen  Teil  der  weiter 
unten  angeführten  Fossilien  selbst  bestimmt  habe ;  ein  Teil  der  Be- 
stimmungen rührt  vom  Herrn  Dr.  W.  Petrascheck,  ein  anderer 
vom  Herrn  J.  V.  Zelfzko   her. 

Den  beiden  Herren  zolle  ich  für  die  freundliche  Bestimmung 
der  Kreidefossilien  aus  meinem  Aufnahmsgebiete  meinen  verbind- 
lichsten Dank. 

I.  Cenoman. 

Im  Gebiete  des  Kartenblattes  Reichenau — Tynist  (Zone  5, 
Kol.  XIV),  südlich  von  der  von  K.  Hin  terle  chn  er  beschriebenen 
archäischen  Insel  von  Pottenstein 1),  treten  zwischen  Cuclava  und 
Öerny  les  cenomane  Schichten  zutage.  Sie  sind  bei  Häjek  in  großen 
Steinbrüchen  aufgeschlossen,  in  denen  der  cenomane  Quader  zu 
Bau-  und  Steinmetzzwecken  gewonnen  wird. 

Dieses  Vorkommen  von  Cenoman  ist  auf  der  alten  Karte  nicht 
ausgeschieden.  Auch  in  den  Erläuterungen  zu  dieser  alten  Karte2) 
wird  dieses  Cenoman  mit  keinem  Worte  erwähnt. 

Die  cenomanen  Schichten  bestehen  in  diesem  Gebiete  aus  grob- 
bis  feinkörnigen  Quarzkonglomeraten,  die  stellenweise  eisenschüssig 
sind,  aus  weißen  und  gelblichen  Quadersandsteinen,  hauptsächlich 
aber  aus  grob-  bis  feinkörnigen,  zumeist  dunkelgrünen,  glaukonitischen 
Sandsteinen. 


x)  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1900,  Bd.  50;    Verhandl.  190!,  pag.  139. 
2)  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R-A.  1863,  Bd    XIII,  pag.  452  ff. 

Jahrbuch  d    k.  k    geol.  Ruk-hsuustaU,  1904,  54.  Bund,  1.  Heft.  (J.  J.  Jahn.)  \{j* 


7G  Jaroslav  J.  Jahn.  [2] 

In  den  Steinbrüchen  bei  Häjek  bilden  in  der  Tiefe  von  15  m 
das  Liegende  der  besprochenen  Quadersandsteine  dunkelgraue  Letten 
und  Tone  mit  unbestimmbaren,  zum  Teil  verkohlten  Pflanzenresten, 
schwachen  Lignitschmitzen  und  Succinit  (Perucer  Schichten).  Diese 
Lignitvorkommnisse  haben  in  der  dortigen  Gegend  wiederholt  zu 
selbstverständlich  aussichtslosen  Schürfungen  nach  Kohle  Veranlassung 
gegeben    (so  zum  Beispiel  bei  Prorub,  bei  Vrbice  u.  a.  m.). 

Auf  den  Kluftwänden  der  Quadersandsteine  bei  Häjek  finden 
sich  öfters  Quarzkristalle,  Kalksinter  und  tropfsteinartige  Gebilde, 
im  Sandsteine  selbst  zahlreiche  knollige  bis  kugelige  Pyrit-  und 
Limonitkonkretionen,  mitunter  konzentrischschalige,  gelblichbraune 
Limonitkonkretionen,  auch  Pseudomorphosen  von  Brauneisenstein  nach 
Pyrit  (Hexaeder). 

Der  feinkörnige,  helle,  gelbliche  Quadersandstein  zeigt  an  einer 
Stelle  kugelige  Absonderung,  die  Kugeln  am  Querbruch  sehr  scharfe, 
regelmäßige,  konzentrische  Entfärbungsringe. 

Der  Glaukonitsandstein  von  Häjek  enthält  zahlreiche  Fossilien 
der  Korycaner  Schichten.  Der  Verwalter  dieser  Steinbrüche,  unser 
Korrespondent  Herr  Förster  Jos.  Ed.  Kny  in  Häjek,  der  sich  als 
eifriger  und  sachkundiger  Sammler  dieser  Fossilien  erwiesen,  hat 
sowohl  der  k.  k.  geol.  R.-A.  als  auch  der  k.  k.  böhmischen  technischen 
Hochschule  in  Brunn  große  Mengen  von  Versteinerungen  nicht  nur 
aus  dem  Glaukonitquader  von  Häjek,  sondern  auch  aus  dem  Pläner 
der  dortigen  Gegend  gewidmet. 


Fossilien  aus  dem  Glaukonitsandstein  von  Hajek. 

Polyptychodon.  —  Fragment  einer  Mandibula  (25  cm  lang,   10  cm  breit) 
und    vier   andere    näher   nicht   bestimmbare    Knochenbruchstücke 
(nach  gefälliger  Bestimmung  des  Herrn  Prof.  Dr.  Yr.  Bayer). 
Lima  simplex  cVOrb.  —  1  Exemplar. 
„      carinata.  —  1    Exemplar. 
„      aspera  Geln.  —   1  Exemplar. 
„      sp.  —  Mehrere  nicht  näher  bestimmbare  Steinkerne. 

reden  undülatus  Nihs.   —  1  Exemplar. 

„       laminosus  Mant.  —  1  Exemplar. 

.,       orbicularis  d'Orb.  —    1   Exemplar. 

„       lamellosus.  —  Mehrere  Exemplare. 

„       ehfigatus  Lamk.  —  Sehr  häufig. 

„       multicostatus  Nihs.  ?  —   1  Exemplar. 

„        Gaüimi  d'Orb.  —  Mehrere  Exemplare. 

„       acuminatus  Gein.  —   1  Exemplar. 

„       sp.  —  Zahlreiche  nicht  näher  bestimmbare  Steinkerne,  mehreren 
Arten  angehörig. 
Janira  (Vola)  aequicostata  Lamk.  sp.  —  Das  häufigste  Fossil  bei  Häjek. 

„  „      quadricostata  Sow.  —  2  Exemplare. 

„  .„      quinquecostata  Sow.  sp.  —   L  Exemplar. 

„  ,.       pifaseola   Laut],-,  sp.  —  Sehr  häufig. 


[3]       Einige  neue  Fossilienfundorte  in  der  ostböhmischen  Kreideformation.        77 

Spondylus  hystrix  Goldf.  —  Mehrere  Exemplare. 
Pectunculus  ventruosus  Gern.  —  Häufig. 
Inoceramm  bohemicus  Petr,  —  Sehr  häufig. 

„  labiatus  Gern.  —  2  Exemplare. 

„  cf.    striatus    Mant.     —     Mehrere    Exemplare,     von    Inoc. 

bohemicus  sicher  verschieden. 
Modiola  siliqua  Math.  —  2  Exemplare. 
Pholas  sclerotites  Gein.  —  Bohrkerne,  sehr  häufig;  zwei  Pflanzenreste 

(50  und  60  cm  lang),  bedeckt  mit  Bohrkernen  von  Pholas. 
Crassatella  sp.  —  1  Exemplar. 

Eriphyla  {Lucina)  lenticularis  Soir.  —  Mehrere  Exemplare. 
Exogyra  columba  Lam.  —  Häufig. 

„         sp.  —  1  Exemplar. 

„  haliotoidea  Soir.   —   Häufig. 

„  conica  Nilss.  —  Häufig. 

Alectryonia  carinata  Lamh.   —  Häufig. 
Ostrea  hippopodium  Soir.  —  Häufig. 

„       sp.  —  Mehrere  Exemplare. 
lihtpichonella  compressa  Lamh.  —  Häufig. 
Cribrospongia  subreticulata  Mimst,  sp.  —  2  Exemplare. 
Sponyites  saxonicus  Gein.  —  Häufig. 
Unbestimmbarer  Seeigel. 
Verkohltes  Holz.  —  Häufig. 
Ein  Baumstamm,  30  cm  lang,  10  cm  breit. 

Das  Hangende  von  dem  soeben  besprochenen  Glaukonitsandstein 
bei  Häjek  bildet  ein  lichtgrauer,  dickbankiger  riäner  (sehr  kalkhaltig); 
darauf  liegt  ein  glaukonitischer  lichtgrauer  Pläner  (mit  wenig  CaC03) 
mit  zahlreichen  Inoceramus  labiatus  Gein. 

Am  Hügel  Chlum 1),  westlich  Homole,  nördlich  Jung-Koldin, 
westlich  von  Häjek,  fand  Herr  Förster  Kny  in  dem  dortigen  festen, 
lichtgrauen  Plänersandstein  der  Weißenberger  Stufe  folgende  Fossilien: 

Nautilus  sublaeoigatus  d'Orb.  —  Ein  riesiges  Exemplar. 
Limt  canalifera  Goldf.  —  Mehrere  Exemplare. 

„      multicostata  Gein.  rar.  laticostata.  —  Mehrere  Exemplare. 

„       multicostata  Gein.  —  Mehrere  Exemplare. 
Pecten  cuvvatus  Gein.  —  1  Exemplar. 

Inoceramus  Brongniarti  Park.  —  Mehrere  große  Exemplare. 
„  labiatus  Gein.  —  Mehrere  sehr  große  Exemplare. 

Große  Steinbrüche  in  dem  cenomanen  Glaukonitsandstein  be- 
finden sich  unweit  von  dem  bisher  besprochenen  Gebiete  nordöstlich 
von  Pottenstein  in  der  Waldschlucht  „V  dolich".  In  diesen  Sandstein- 
brüchen 2)     fand    ich    zahlreiche    Alectryonia    carinata,    Pecten    asper, 


')  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.   18ß3,  XIII.  Bd.,  pag.  460. 
2)  K.  M.  Paul  nennt  diese  Steinbrüche  in  seiner  Arbeit  im  Jahrbuch  1863, 
Bd.  XIII,  „Steinbrüche  von  Merklovic"  (pag.  452,  454). 


78  Jaroslav  J.  Jahn.  [4] 

Exogyra  columba,  Kriechspuren  von  Würmern ,  Spongites  saxonicus, 
einige  Schlangensterne,  Trocknungsrisse ,  dann  auffallend  zahlreiche 
grüne  Algenreste,  nach  freundlicher  Bestimmung  des  Herrn  Dr.  Edv. 
Bayer:  Chondrites  n.  sp.  (erinnert  an  Chondrites  caespitosus  Fisch. 
aus  dem  Eocän  und  an  Chondrites  flabellaris  Sap.  aus  dem  Liassand- 
stein)  und  Chondrites  n.  sp.  (verwandt  mit  Chondrites  affinis  Sternb.  sp. 
aus  dem  Flysch,  mit  Chondrites  serpentinus  Heer  aus  dem  Neocom  und 
der  oberen  Kreide,  zum  Teil  mit  Fncoides  latifrons  Heer  aus  der 
oberen  Kreide).  Einige  von  diesen  Fossilien  hat  Herr  Lehrer^  Heinr. 
Stahl  in  Vamberg  gefunden. 

Auch  in  diesen  Steinbrüchen  befinden  sich  im  Liegenden  der 
Glaukonitsandsteine  sowie  im  Sandstein  selbst  2 — 3  mm  mächtige 
Lignitflözehen  mit  Succinit. 


II.  Iserschichten. 

In  seiner  Monographie  der  Iserschichten  beschreibt  A.  Fri  tsch 
(=  Fric)  aus  den  Iserschichten  von  Lhota  Zäfeckä  bei  Chotzen  Vogel- 
reste  Ornithochirus  (Cretornis)  Hlavuci  Fric  sp.  (1.  c.  Fig.  45  0,—f.) 

Während  meiner  Aufnahmsarbeiten  in  der  Umgebung  von  Chotzen 
habe  ich  wiederholt  die  großen,  Herrn  Tichy  aus  Neustadt  a./M. 
gehörigen  Plänerbrüche  östlich  von  dem  dortigen  Eisenbahntunnel 
besucht  und  dabei  einigemal  auf  den  dortigen  Schutt-  und  Abraum- 
halden Ornithochirus-B.este  gefunden,  im  ganzen  neun  Fragmente  im 
festen,  blaulichgrauen  Plänerkalk. 

Herr  Prof.  Dr.  Fr.  Bayer  hat  unter  diesen  Ornith och ims-Resten 
unterschieden :  Zwei  Fragmente  von  Ulna,  Flügel-  (Finger)  Knochen, 
zwei  Exemplare  von  Feinur,  ein  Sternum,  Fragment  eines  Flügels 
und  des  dazugehörigen  Schulterblattkreises  und  zwei  unbestimmbare 
Knochenfragmente. 

Auch  in  den  bekannten  Steinbrüchen  bei  Viuar  *)  fand  ich  eine 
Ulna  von   Ornithochirus  Hlavuci. 

Sämtliche  hier  angeführten  Omithochirus-'Reste  sind  in  den  Samm- 
lungen der  k.  k.  geol.  R.-A.  deponiert.  Einige  Knochenreste,  die  ich 
anläßlich  einer  Exkursion  mit  meinen  Hörern  in  demselben  Stein- 
bruche bei  Chotzen  gefunden  habe,  befinden  sich  in  den  Sammlungen 
der  k.  k.  böhmischen  technischen  Hochschule  in  Brunn. 


III.  Priesener  Schichten. 

Im  Bereiche  der  Priesener  Schichten  entdeckte  ich  während 
meiner  Aufnahmsarbeiten  zahlreiche  neue  Fossilienfundorte. 

Im  Gebiete  des  Kartenblattes  Reiehenau-Tynist  kommen  an 
mehreren  Stellen  auch  v erkieste  Fossilien  vor,  wie  ich  sie  seinerzeit 
aus  der  Umgebung  von  Pardubitz  und  Holic  beschrieben  habe 2). 


1)  Fric"  (Fritsch),  Iserschichten,  Fig.  40. 

'-')  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1895,  Bd.  45,  pag.  158  ff. 


[5]       Einige  neue  Fossilienfundorfe  in  der  ostböhmiscken  Kreideformation.       79 

Bei  dem  an  der  von  Zämrsk  nach  Holic  führenden  Straße  ge- 
legenen Wirtshause  östlich  Tynisko,  westlich  253,  werden  die  Mergel 
der  Priesener  Stufe  in  einer  Grube  als  „Düngungsmaterial"  für  die 
benachbarten  sandigen  Felder  gewonnen. 

Auf  den  abgeregneten  Wänden  dieser  Mergelgrube  fand  ich 
folgende,  zumeist  verkieste,  gelbe,  zum  Teil  goldglänzende  Fossilien: 

Scapkites  Geinitzi  d'Orb.  —  Häufig. 
Baculites  Faujassi  vor.  bohemica  Fr.   —   Häufig. 
Helicoceras  Reussianum  Gein.  —  1  Exemplar. 
Turritella  acicularis  Rss.  —  1  Exemplar. 
Trochus  a malus  d'Orb.  —  Häufig. 

„        sp.  —  Zahlreiche  Steinkerne. 
Cerithium  binodosuni  Rom.  —   1  Exemplar. 

„  sp.  —  Zahlreiche  Steinkerne. 

Mitra  Römeri  d'Orb.  —  Häufig. 
Nitcula  pectinata  Soir.  —  Häufig. 

„        semilunaris  v.  Buch.  —   1  Exemplar. 
Ostrea  sp.  —  Viele  Fragmente  (kalkig). 
Gastrochaena  amphisbaena  Gein.  —  2  Exemplare  (kalkig). 
Zahlreiche  verkieste  Steinkerne  von  Bivalven. 
Parasmilia  centralis  Mant.  sp.  —  2  Exemplare. 

„  sp.  —  1  Exemplar. 

h'hizopoterion  cervicorne  Goldf.  —  Häufig. 
Craticularia  vulgata  Poe.  —  Häufig. 
Viele  unbestimmbare  Spongien. 

Ein  anderer  Fundort  von  gleicherhaltenen  Fossilien  befindet  sich 
zwischen  den  Ortschaften  Vysokä  und  Ostretfn  östlich  von  der  Straße. 
Es  ist  dies  wiederum  eine  Mergelgrube  mit  abgeregneten  Wänden,  auf 
denen  ich  folgende  Fossilien  fand : 

Trochus  Engelhardti  Gein.  —  Häufig. 

„         amatus  d'Orb.  —  Häufig. 
Ostrea  hippopodium  Nilss.  —   1  Exemplar. 
Cidaris  subvesiculosa  d'Orb.  —  Häufige  Schalenbruch- 

stücke  und  Stacheln. 
Rhizopoterion  cervicorne  Goldf.  —  Häufig. 
Craticularia  vuhjata  Pöc.* — ^Häufig. 

Zwischen  den  Städten  Sezemic  und  Holic  zieht  sich  in  OW- 
Richtung  eine  Anhöhe,  deren  Unterlage  aus  Priesener  Schichten  be- 
steht, die  aber  oberflächlich  mit  mitunter  mächtigen  Diluvialablagerungen 
(Sand  und  Schotter)  bedeckt  sind. 

Bei  Podcäple  westlich  Sezemic  schneidet  sich  in  den  westlichen 
Rand  dieser  Anhöhe  die  Elbe  ein.    Der  Einschnitt  besteht  aus  einer 


80  Jaroslav  J.  Jahn.  rg"] 

hohen,  steilen,  mitunter  fast  senkrechten  Uferlehne,  die  sich  am  linken 
Ufer  der  Elbe  von  Podöäple  bis  Lukovna  hinzieht. 

In  dieser  Uferlehne  sind  die  Priesener  Schichten  sehr  gut  auf- 
geschlossen. Sie  bestehen  hier  ähnlich  wie  bei  Srnojedy1)  im  unteren 
Niveau  aus  dünnplattigem,  fast  schiefrigem,  dunkelgrauem  Pläner,  im 
oberen  Niveau  aus  grauem  und  gelblichem  Mergel  und  Tonmergel. 
Das  untere  schiefrige  Gestein  enthält  nur  wenig  Fossilien  und  die- 
selben sind  von  dem  durchsickernden  Elbewasser  erweicht  und  halb 
zerstört.  Ein  Exemplar  von  Micraster  de  Lorioli  Nov..  einige  schlecht 
erhaltene  Inoceramen  und  Nucula  fand  ich  in  diesem  schiefrigen  Ge- 
steine. 

Dafür  stellen  aber  die  abgeregneten  Flächen  des  oberen  Teiles 
der  Uferlehne  einen  ungemein  reichhaltigen  Fundort  von  Priesener 
Fossilien  vor. 

Herr  Anton  Sluga,  Lehrer  in  Kunetie,  den  ich  auf  diese  Fossilien 
aufmerksam  gemacht  habe,  hat  auf  dieser  Uferlehne  zwischen  Pod- 
cäple  und  Lukovna  Tausende  von  ausgewitterten,  zumeist  in  Schwefel- 
kies umgewandelten  Fossilien  gesammelt. 

Unter  den  von  mir  und  meinem  Freunde  Sluga  bei  Podcaple 
und  Lukovna  gefundenen  Fossilien  habe  ich  bisher  folgende  Arten  be- 
obachtet: 

Ptychodus  latissimus  Ag.  —  1  Zahn. 
Chimaera  sp.1? —  Fragment  eines  Stachels. 
Nautilus  Reussi  Fr.  —   1  Exemplar. 
Baculites  sp.  —  Häufig. 
Hamites  sp.  —  Mehrere  Steinkerne. 

„         bohemicus  Fr.  —  Mehrere  Exemplare. 
Turritella  multistriaia  Rss.  —  Häufig". 

Scala  sp.  F  r  i  c'  Priesener  Schichten  Fig.  65.  —   1  Exemplar. 
Natica  vulgaris  Rss.  —  Häufig. 
Turbo  Bucht  Goldf.  sp.  —  Häufig. 
„       sidrinflatus  Rss.  —  Selten. 
„       decemcostatus  Rss.  —   Häufig. 
Trochus  amatus  d'Orb.  —  Sehr  häufig. 
„         Engelhardti  Gein.  —  Sehr  häufig. 
„        sp.  —  Zahlreiche  Steinkerne,  mehrere  Arten. 
Rissoa  cf.  Reussi  Gein.  —   Steinkerne. 
Pleurotomaria  baculitarum  Gein.  —  1  Exemplar. 
Fusus  sp.  —  1  Exemplar. 
Cerithium  Luzicianum  Gein.  —  Häufig. 
„         fasciatum  Rss.  —  Selten. 
„  subfasciatum  d'Orb.   —  Häufig. 

„         binodosum  Rom.  —  Selten. 
„  pseudoclathratum  d'Orb.   —  Häufig. 

„  Dupinianum  d'Orb.  —  Selten. 


J)  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1895,  Bd.  45,  pag.  158. 


("71       Einige  neue  Fossilienfundorte  in  der  ostböhmischen  Kreideformation.       81 

Cerithium  provinciale  d'Orb.  —   1   Exemplar. 

„  sp.  —   Zahlreiche  Steinkerne. 

Mitra  Römeri  d'Orb.  —  Sehr  häufig. 

„       clathrata  Rss.  —  Selten. 
Actaeon  ovum  Duj.  —   Selten. 
Trochactaeon  sp.  —  Mehrere  Exemplare. 
Dentalium  medium  Sow.  —  Häufig. 

„  ellipticum  Sow.  —  Selten. 

Zahlreiche  unbestimmbare  Gastropodensteinkerne. 
Nucula  semilunaris  v.  Buch.  —  Häufig. 
„        pectinata  Sow.  —  Sehr  häufig. 
Area  (Cucullaea)  undulaba  Rss.  —    1   Exemplar. 
Gastrochaena  amphisbaena  Gem.  —  Mehrere  Exemplare. 
Venus  laminosa  Rss.  —  Selten. 
„       pentagona  Rss.  —  Selten. 
Plicatula  nodosa  Du).  —  Mehrere  Exemplare. 
Perna  sp.  —  1  Exemplar. 
Inoceramus  planus  v.  Münst.  —   Selten. 

sp.  —  Sehr  zahlreiche  Schalen  und  Schloßbruchstücke. 
Exogyra  lateralis  Rss.  —  Mehrere  Exemplare. 
Ostrea  proteus  Rss.  —  1  Exemplar. 

„       sp.  —  Zahlreiche  Schalenbruchstücke  von  größeren  Austern. 
Zahlreiche  unbestimmbare  Steinkerne  von  Bivalven. 
Terebratulina  chrysalis  Schi.  —  Selten. 
Serpula  gordialis  Schi.  —  Mehrere  Exemplare. 

„       sp.  —  Mehrere  Exemplare. 
Cidaris  seeptrifera  Mant.  —  Häufig  (Stacheln). 

„        subvesiculosa   d'Orb.    —    Sehr   häufig  (Stacheln    und  Schalea- 
bruchstücke.) 
Cidaris  sp.  —  Schalenbruchstücke. 
Micraster  de  Lorioli  Nov.  —  Mehrere  Schalenbruchstücke. 

„         cor  testudinarium  Goldf.  sp.  —  Mehrere  Schalenbruchstücke. 
Hemiaster  depressus  Nov.  —  2  Schalenbruchstücke. 
Parasmilia  centralis  Mant.  —  Häufig. 

„  cf.  Guillieri  de  Fr.  —  1  Exemplar. 

„  n.  sp.  —   1  Exemplar. 

Trochosmilia  compressa  Lamh.  sp.  —  Häufig. 
Micrabacia  coromda  Goldf.  —  Selten. 
Trochocijathus  Hariveyanus  M.  Edw.  et  Hahne.  —  Selten. 
„  conulus  Phil.  sp.  —  Sehr  häufig. 

„  n.  sp.  —   1  Exemplar. 

Craticularia  vulgata  Poe.  —  Sehr  häufig. 
„  subseriata  Rom.  sp.  —  Häufig. 

„  sp.  —  1  Exemplar. 

Pleurostoma  bohemicum  Zitt.  —  Häufig. 
„  scyphus  Poe.  —  Häufig. 

„  sp.  —  Häufig. 

„  sp.  —  Mehrere  Exemplare. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Hand,  1.  Heft.  (J.  J.  Jahn.)  H 


82  Jaroslav  J.  Jahn.  rgi 

Ventriculites  marginatus  Poe.  —  Häufig. 

„  radiatus  Mant.  —  Häufig. 

„  sp.  —  1  Exemplar. 

Plocoscijphia  pertusa  Gcin.  —  Häufig. 

„  sp.  —  Häufig. 

Scyphia  peduneulata  Bss.  —  Häufig. 
Bhizopoterion  cervicorne  Goldf.  sp.  —  Sehr  häufig. 
Corynella  sp.  —  Sehr  häufig,  verkiest. 

„  n.  ?  sp.  —  Mehrere  vollständige  Exemplare. 

Elasmostoma  sp.  —  Häufig. 
Zahlreiche  verschiedene,  unbestimmbare  Spongien. 

Ein  ähnliches  Vorkommen  von  ausgewitterten,  verkiesten  Fossilien 
der  Priesener  Stufe  fand  ich  bei  Sachov,  östlich  Borohrädek  (Karten- 
blatt Reicheiiau— Tynist,  Zone  5,  Kol.  XIV). 

Trochus  «»latus  d'Orb.  —  Häufig. 

Zahlreiche  Gastropodensteinkerne  (Mitra  sp.,  Trochus  sp.,  Cerithium  sp., 

Natica  sp.,  Scalaria  sp.). 
Nucula  semilunaris  v.  Buch.   —  Häufig. 
Zahlreiche  Bivalvenbruchstücke. 
Cidaris  suboesiculosa  d'Orb.  —  Stacheln. 
Parasmilia  centralis  Mant.  —  Mehrere  Exemplare. 
Ventriculites  radiatus  Mant.  —  Häufig. 
Bhizopoterion  cervicorne  Goldf.  sp.  —  Häufig. 
Unbestimmbare  Spongien  in  großer  Menge. 
Sequoia  Beichenbachi  Gein.  sp.  —  In  lichtgrauem  Mergel. 

Zahlreiche  Fossilien  der  Priesener  Stufe  enthält  auch  der  Pläner- 
mergel  bei  Dobrenic  (Kartenblatt  Zone  5,  Kol.  XIII,  Pardubitz,  Elbe- 
teinitz-Neubydzov). 

Das  hiesige  Gestein  besteht  aus  einem  weichen,  gelblichgrauen 
bis  dunkelgrauen,  bläulichen  Plänermergel,  in  den,  namentlich  in 
seinen  oberen  Lagen,  zahlreiche  ockergelbe  Knollen  eingelagert  sind. 
Diese  Knollen  sind  regelmäßig  kugelig  bis  unregelmäßig  knollig,  klein 
bis  über  20  cm  im  Durchmesser,  haben  konzentrisch  schalige  Struktur, 
im  Innern  sind  sie  gefaltet.  Die  äußeren  ockergelben  Schichten  be- 
stehen aus  Sphärosiderit,  im  Innern  sind  manchmal  die  Flächen  dieser 
Schichten  mit  reinem,  mitunter  kristallisiertem  Siderit  bedeckt.  Der 
Kern  dieser  Knollen  besteht  oft  noch  aus  reinem  Siderit. 

Solche  Sphärosideritknollen  sind  für  die  höheren  Lagen  der 
Priesener  Schichten  sehr  bezeichnend.  Ich  fand  sie  in  großer  Menge 
bei  Bezdekov,  Osice,  westlich  Rohoznice,  Oujezdec,  nördlich  Ostretfn, 
Dolni  Redice,  Casy  etc.  In  Ostböhmen  enthalten  diese  Sphärosiderit- 
knollen nur  selten  Fossilien  (bei  Casy),  während  sie  im  westlichen 
Böhmen,  zum  Beispiel  bei  Priesen,  zahlreiche,  sehr  schön  erhaltene 
Fossilien  führen  1). 


l)  Fric  (=  F ritsch),  Monographie  der  Priesener  Schichten,  pag.  17. 


[9]       Einige  neue  Fossilienfnndorte  in  der  ostböhmischen  Kreideformation.       83 

Der  besagte  Plänermergel  von  Dobfenic  ist  südlich  Miehiiovka, 
nordwestlich  Präv,  in  einer  Mergelgrube  aufgeschlossen,  welche  folgende 
Fossilien  geliefert  hat: 

Baculites  sp. 

Turritella  multi striata  Rss. 
Scala  decorata  Gein. 
Trochus  Engelhardti  Geht. 
Dentalium  medium  Sow. 

„  glabrum  Gein. 

Nucula  transiens  Fr. 

„        semilunaris  v.  Buch. 
Avkula  pectinoides  Rss. 
Inoceramus  Brongniarti  Park. 

„  labiatus  Gein. 

„  latus  Mant. 

Holaster  placenta?  Ag. 
Hendaster  sp. 

Zahlreiche  Fossilien  enthält  ferner  der  Plänermergel  in  der 
Umgebung v  von  läravice  nördlich  Pfelouc,  namentlich  im  Tälchen 
zwischen  Zäravice  und  Volec.  Anläßlich  meiner  Aufnahmstouren  fand 
ich  in  diesem  Tälchen : 

Osmeroides  Lewesiensis  Ag.  (Schuppen) 
Nucula  semilunaris  v.  Buch. 
Inoceramus  Brongniarti  Park. 
Inoceramus  sp.  (cf.  Cuvieri  Sow.) 
Terebratulina  chrysalis  Scliloth. 

Nebstdem  sandte  mir  Herr  Direktor  J.  V.  Divis  Ritter  v. 
Cistecky  aus  Prelouc  noch  folgende  Fossilien  von  Zäravice: 

Cladocyclus  Strehlensis  Gein. 
Hamites  cf.  bohemicus  Fritsch. 
Ostrea  proteus  Rss. 
Inoceramus  hercynicus  Petr. 

„  latus  Mant. 

Terebratulina  gracilis  Schloth. 
Micraster  de  Lorioli  Nov. 
Sequoia  Reiclienbachi  Gein.  sp. 
Zahlreiche  Foraminiferen. 

Sämtliche  Fossilien  befinden  sich  in  einem  hellgrauen,  ziemlich 
festen  Plänermergel. 

11* 


84  Jaroslav  J.  Jahn.  [10] 

In  der  Mergelgrube  im  Walde  nordöstlich  von  der  Straße  zwischen 
Kosorin  und  Chotzen  (Kote  856),  welchen  Fundort  ich  im  Jahrb.  d. 
k.  k.  geol.  R.-A.  1895,  Bd.  45,  pag.  181  beschrieben  habe,  fand  ich 
neuerlich  außer  den  1.  c.  bereits  angeführten  Fossilien  noch  folgende 
Arten  : 

Scaphites  Geinitzi  var.  Lambert)   Gross. 

ßaculites  Faujassi  var.  bcih&mica  Fr. 
Hamites  bohemicus  Fr. 
Helicoceras  Reussianum  Gein. 
Aptychus 

Scala  decorata  Gem. 
Trochus  Engelhardti  Gein. 
Cerithium  provinciale  d'Orb. 
Dentalium  glabrum  Gein. 
Astarte  nana  Bss. 
Nucula  ovata  Mant. 
„        transiens  Fr. 
Leda  siliqua  Bss. 
Area  undulata  Bss. 
Venus  laminosa  Bss. 
Inoceranms  latus  Mant. 

„  Cuvieri  Soir. 

Pollicipes  sp. 
Holaster  placenta  Ag. 

Zum  Schluß  will  ich  noch  einige  Nachträge  zu  den  Fossillisten 
der  von  mir  bereits  anderenorts  beschriebenen  Fundorte  im  Gebiete 
der  Priesener  Schichten  in  der  Umgebung  von  Pardubitz 
mitteilen. 

Fundort  Srnojedy  westlich  Pardubitz.  Jahrb.  d.  k.  k.  geol. 
R.-A.  1895,  Bd.  45,  pag.   158  J): 

Scala  decorata  Gein. 
Natica   Gentii  Sow. 
Bissoa  Beussi  Gein. 
Actaeon  ovum  Duj. 
Trochocyathus  conulus  PJiil.  sp. 
Plocoscyphia  sp. 

Fundort  Nemosicer  Lehne  südöstlich  Pardubitz,  ibid.  pag.  167: 

Mehrere  Fischzähne. 
Area  undulata  Bss. 


*)  J.  V.  Zelizko,  Sitzungsberichte  der  königl.  böhmischen  Gesellschaft  der 
Wissenschaften  1899;  Nr.  XVIII. 


[11]     Einige  neue  Fossilienfundorte  in  der  ostböbmischen  Kreideformation.        85 

Avicula  pectinoides  Rss. 
Inoceramus  labiatus  Gein. 
Anomia  subtruncata  Gein. 

Fundorte  in  der  Umgebung  von  Holic  nordöstlich  Pardubitz, 
ibid.  pag.  163. 

In  meiner  zitierten  Arbeit  habe  ich  erwähnt,  daß  verkieste 
Fossilien  der  Priesener  Stufe  beim  Holicer  Friedhofe,  an  den  Bachufern 
in  der  Stadt  selbst  und  auf  zwei  Stellen  nördlich  Holic  (westlich 
Koudelka  und  „Na  kamencfch")  vorkommen  und  habe  auch  die  Liste 
der  an  den  zwei  letztgenannten  Stellen  gefundenen  Fossilien  ver- 
öffentlicht. 

Während  meiner  Aufnahmstouren  in  der  Umgebung  von  Holic 
habe  ich  mich  überzeugt,  daß  verkieste  Priesener  Fossilien  nicht  nur 
an  den  genannten  vier  Stellen,  sondern  noch  an  mehreren  anderen 
Orten  reichlich  vorkommen  und  daß  auch  unverkieste  Fossilien  in 
dem  dortigen  Pläner  und  Plänermergel  an  mehreren  Stellen  leicht  zu 
finden  sind. 

Namentlich  in  den  großen  Ziegeleien  Häjeks  und  Rychlfks 
südlich  vom  östlichen  Ende  der  Stadt  Holic,  am  Fuße  der  bewaldeten 
Anhöhe  „Na  hradcfch",  fand  ich  zahlreiche  verkieste  Fossilien.  Der 
Mergel  der  Priesener  Stufe  wird  nämlich  auch  hier  sowie  „Na 
kamencich"  (1.  c.  pag.  164)  der  Zersetzungswirkung  der  Luft  und 
des  Regens  ausgesetzt,  aus  dem  erweichten  und  aufgelösten  Mergel 
werden  dann  Ziegel  fabriziert.  Wenn  nun  Halden  dieses  Mergels 
längere  Zeit  hindurch  dem  Regen  ausgesetzt  gewesen  waren,  findet 
man  auf  ihren  abgeregneten  Flächen  die  ausgefallenen  Priesener 
Fossilien  in  großen  Mengen. 

Ich  fand  in  diesen  Ziegeleien  folgende  Fossilien : 

Lanina  subulata  Ag.  (Zähne).  —  Selten. 

Otodus  appendicidatus  Ag.  (Coprolith).  —  3  Exemplare. 

Helicoceras  Reussianum  Gein.  —  Selten. 

Hamites  bohenticus  Fric.  —  Selten. 

Baculites  sp.  ind.  —  Selten. 

Turritella  acicularis  Rss.  —  Selten. 

„  sp.    Fric'    Priesener    Schichten,     pag.     82,    Fig.    65.    — 

1  Exemplar. 
Scala  decorata  Gein.  —  Selten. 
Natica  Gentii  Sow.  —  Selten. 

„       vulgaris  Rss.  —  Sehr  häufig. 
Turbo  decemcostatus  v.  Buch.  —  Sehr  häufig. 

„      submflatm  Rss. 

„       sp. 
Trochus  amatus  d'Orb.  —  Sehr  häufig. 
„        Engelhardti  Gein.  —  Sehr  häufig. 
„        sp.  —  Steinkerne,  sehr  häufig. 
Rissoa  Reussi  Gein.  —  Sehr  häufig. 

„       sp.  —  Zahlreiche  Steinkerne. 
Aporrhais  tnegaloptera  Rss.  sp.  —  Selten. 


86  Jaroslav  J.  Jahn.  M21 

Fusus  depaupertatus  Rss.  —  Selten. 
Tritonium  sp.  —  Sehr  häufig. 
Cerithium  LuMcianum  Gein.  —  Häufig. 
„        fasciatum  Rss.  —  Häufig. 
„         binodosum  Rom.  —  Selten. 
„         pseudoclathratuni  d'Orb.  —  Sehr  häufig. 
Valuta  Roemeri  Gein.  —  Häufig. 
Mitra  Roemeri.  d'Orb.  —  Sehr  häufig. 

„       clathrata  Rss.  —  Sehr  häufig. 
Actaeon  ovum  Du}.  —  Sehr  häufig. 
Dentalium  medium  Soiv.   —  Sehr  häufig. 
„  glabrum  Gein.  —  Selten. 

„  sp.  —  Zahlreiche  Steinkerne. 

Zahlreiche  unbestimmbare  Gastropodensteinkerne. 
Cardita  tenuicosta  d'Orb.  —  Häufig. 
Nucula  pectinata  Sow.  —  Sehr  häufig. 

„        semilunaris  v.  Bach.  —  Sehr  häufig. 
Plicatula  nodosa  Duj.  —  Selten. 
Venus  parva  Sow.  —  1  Exemplar. 

„      sp.  —  1  Exemplar. 
Inoceramus  Brongniarti  Park.  —  Einige  Exemplare  im  Gestein. 

„  sp.  —  Sehr  häufig,  Schalen  und  Schloßfragmente. 

Reden  Nilssoni  Goldf.  —  1  Exemplar  im  Gestein. 
Spondylus  sp.  —  Häufig,  Schalenbruchstücke. 
Exogyra  lateralis  Rss. —  Selten. 
Ostrea  hippopodium  Nilss.  —  Selten. 

„       proteus  Rss.  —  Selten. 

„       sp.  —  Zahlreiche  Schalenbruchstücke  (cf.  0.  semiplana). 
Schalenbruchstücke  und  Steinkerne  von  unbestimmbaren  Bivalven.  — 

Sehr  häufig. 
Terebratulina  chrysalis  Schi.  —  Selten. 
Pollicipes  sp.  —   1  Exemplar. 
Cidaris  sceptrifera  Mant.  (Stachel).   —  Häufig. 

„        subvesiculosa  d'Orb.  (Stachel;  Schalenbruchstücke).    —  Häufig. 

„        Sorigneti  Desh.  (Stachel).  —  Selten. 

„        Reussi  Gein.  (Stachel).  —  Selten. 
Holaster  placenta  Ag.  —  1  Exemplar  im  Gestein. 
Parasmilia  sp.  pl.  —  Häufig. 
Trochocyathus  sp.  pl.  —  Häufig. 
Craticularia  vulgata  Poe.  —  Sehr  häufig. 
Pleurostoma  scyphus  Poe.  —  Sehr  häufig. 

„  bohemicum  Zitt.  —  Häufig. 

Ventriculites  odontostoma  Rss.  —  Selten. 
Plocoscyphia  pertusa  Gein.  —  Selten. 
Rhizopoterion  cervicorne  Goldf.  sp.  —  Sehr  häufig. 
Corynella  sp.  —  Häufig. 
Porosphaera  globularis.  —  Selten. 
Viele  unbestimmbare  Korallen  und  Spongien. 


[131     Einige  neue  Fossilienfundorte  in  der  ostböhmischen  Kreideformation.        87 

Südlich  Chvojno  bei  Holic,  südlich  Kote  249  befinden  sich  einige 
Steinbrüche  im  lichtgrauen,  sehr  festen,  sogenannten  klingenden 
Inoceramenpläner.    Ich  fand  in  diesem  Pläner : 

Fischzähne. 

Cyclolepis  Agassizi  Gein.  (Schuppen). 

Dentalium  medium  Sow. 

Pinna  nodulosa  Bss. 

Pecten  Nilssoni  Goldf. 

Inoceramus  Brongniarti  Park,  (riesige  Exemplare). 

„  labiatus  Gein. 

Ostrea  sp). 

Cristellaria  rotulata  d'Orb. 
Sequoia  Beichenbachi  Gein.  sp. 
Frenelopsis?  bohemica   Velen. 

Fundort  Kuneticer  Berg  nordnordöstlich  Pardubitz. 

Die  im  dortigen  gefritteten  Plänermergel  (Porzellanjaspis)  vor- 
kommenden Fossilien  habe  ich  zuerst  im  Jahrbuch  der  k.  k.  geol. 
R.-A.  1895,  Bd.  45,  pag.  162,  besprochen.  Später  hat  Herr  Dr.  K. 
Hinterle ebner' im  Jahrbuch  1900,  Bd.  50,  pag.  473,  und  in  Verhand- 
lungen 1902,  pag.  192,  nach  meinen  brieflichen  Mitteilungen  einige 
Nachträge   zu   meinem  Verzeichnisse   vom  Jahre  1895   veröffentlicht. 

Seit  diesen  letzten  zwei  Publikationen  habe  ich  am  Kuneticer 
Berge  weitere  für  diese  Lokalität  neue  Fossilien  gefunden,  ferner 
hat  mir  auch  der  obgenannte  Herr  Lehrer  Ant.  Sluga  aus  Kunötic 
viele  Fossilien  aus  dem  gefritteten  Plänermergel  vom  Kunöticer 
Berge  zugesandt. 

Es  sind  also  bis  heute  am  Kunöticer  Berge  folgende  Fossilien 
gefunden  worden : 

Oxyrrhina  angustidens  Bss.  (Zähne,  ein  Wirbel). 

Lamna  sp.  (Zähne). 

Corax  sp.  ind.  (Zähne). 

Osmeroides  Lewesiensis  Äg.  (Schuppen). 
„  divaricatus  Gein.  (Schuppen). 

Beryx  ornatus  Ag.  (Schuppen). 

Cladocyclus  Strehlensis  Gein.  (Schuppen). 

Cyclolepis  Agassizi  Gein.  (Schuppen). 

Lepidenteron  (Knochen). 

Koprolithen. 

Peroniceras  sp.  —  Sehr  nahe  verwandt  mit  Peroniceras 
(Scldönbachia)  subtricarinata  d'Orb.  sj).  (nach 
freundlicher  Bestimmung  des  Herrn  Dr.  Fr. 
Kossmat;  Herr  Dr.  W.  Petrascheck  hat 
ein     zweites    Exemplar    von     dieser    Stelle    als 


88  Jaroslav  J.  Jahn.  M^l 

cf.  Schlönhachia  tricarinata  d'Orb.  bezeichnet;  ich 
habe  dasselbe  Exemplar  in  der  Arbeit  K.  Hinter- 
lechners  im  Jahrbuch  1900,  pag.  473,  als  Cos^ 
moceras  Schlönbachi  Fritsch,  Gruppe  der  Schlön- 
hachia [PeronicerasJ ',  angeführt). 

Hamites  bohemicus  Fritsch  (=  Fric). 
»         SP-  (cf'  vwus  Fr.). 

Helicoceras  Reussianum  Gein. 

Baculites  sp.  incl. 

Aptychus  cretaceus  v.  Münst. 

Natica  vulgaris  Bss. 

Trochus  Engelhardti  Gein. 
„         amatus  d'Orb. 

„  sp.  ind.  (vielleicht  zwei  verschiedene  Formen, 
stark  gefrittete,  zum  Teil  verunstaltete 
Steinkerne). 

Turbo  decemcostatus  v.  Buch. 

Pleurotomaria  elongata?  Rom. 

Aporrhais  megaloptera  Rss.  sp. 
„  papillionacea  Goldf.  sp. 

„  Reussi  Gein.  sp. 

Rostellaria  coarctata  Gein. 
„  stenoptera  Goldf. 

Cerithium  Luzicianum  Gein. 

„  pseudoclathratuni  d'Orb. 

„         fasciatum  Rss. 

„  sp.   ind.   (2—3   verschiedene,   nicht   näher 

bestimmbare  Formen). 

Voluta  elongata  d'Orb. 

Avellana  sp. 

Acmaea  depressa  Gein. 

Patella  sp.  pl. 

Dentalium  medium  Sow. 
„  glabrum  Gein. 

Turritella  sp.  (zwei  verschiedene  Formen). 

Scala  decorata  Gein. 
„      sp. 

Cardium  n.  sp. 
sp. 

Venericardia  sp.  ind. 

Astarte  nana  Rss. 

Nucula  semilunaris  v.  Buch. 
„        ovata  Mant. 
„       pectinata  Soiv. 

heda  siliqua  Rss. 

Area  Geinitzi  Rss. 
„      undulata  Rss. 

Gastrochaena  amphisbaena  Gein. 

Gorbula  caudata  Nilss. 

Inoceramus  latus  Mant. 


("151     Einige  neue  Fossilienfundorte  in  der  ostböhmischen  Kreideformation.       89 

Inoceramus  labiatus  Gein.  (=  mgtiloides  Mant.) 
„  planus  Münst. 

„  Brongniarti  Park. 

Pecten  squamula   Lamk. 

„        Nilssoni  Goldf. 
Plicatula  nodosa  Daj. 
Terebratulina  gracilis  Schi. 
Cytherella  complanata  Ess. 
Bairdia  subdeltoidea  Münst. 
Scalpellum  maximum  Sow.  var. 
Holaster  placenta  Ag. 

sp. 
Micraster  de  Lorioli  Nov. 
Unbestimmbare  Echinidenreste. 
Holothuria  (Fric'  Priesener  Schichten,  Fig.   150). 
Parasmilia  centralis  Mant. 
Trochoci/athus  sp. 
Spongiennadeln. 
Cristellaria  rotulata  d'Orb. 
Nodosaria  Zippei  Rss. 

„  lorgneiana  d'Orb. 

„  oligostegia  Bss. 

„  annulata  Rss. 

„  aculeata  d'Orb. 

„  Mayeri  Fr. 

Marginulina  ensis  Rss. 
Flabellina  cordata  Rss. 
Frondicullaria  angusta  Nilss. 
„  inversa  Rss. 

„  apiculata  Rss. 

„  Cordai  Rss. 

Globigerina  sp. 
cf.  Salix  macrophylla  Rss. 
Frenelopsis?  bohemica,  Veten. 
Sequoia  Reichenbachi  Gein.  sp. 
Mehrere  unbestimmbare  Algenreste. 

Die  gehobene  Scholle  des  gefritteten  Plänermergels  am  süd- 
lichen Abhang  des  KunSticer  Berges  erscheint  also  als  einer  der 
reichhaltigsten  Fundorte  im  Gebiete  der  Priesener  Schichten. 

Ich  habe  bereits  im  Jahrbuch  1900,  pag.  476  gesagt,  daß  am 
Kunöticer  Berge  in  dem  gefritteten  Pläner  sich  dieselbe  Fauna  vor- 
findet, wie  am  linken  Uferabhange  der  Elbe  bei  Podcäple  und 
Lukovna. 

Ferner  habe  ich  bereits  in  Verhandlungen  1902,  pag.  192  darauf 
hingewiesen,  daß  in  Sezemic  im  Mergel  der  Priesener  Stufe  derselbe 
Ammonit  (Peroniceras  aus  der  Gruppe  der  Schlönbachia  subtricarinata) 
gefunden  worden  ist,  der  auch  im  gefritteten  Pläner  am  südlichen 
Abhänge  des  Kuneticer  Berges  vorkommt,  und  daß  zwischen  diesen 
beiden  Lokalitäten  ein  beträchtlicher  Höhenunterschied  existiert. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (J.  J.  Jahn.)  \2 


90  Jaroslav  J.  Jahn.  [16] 

Wenn  man  nun  die  soeben  mitgeteilte  Liste  der  Fossilien  vom 
Kunöticer  Berge  mit  dem  weiter  oben  angeführten  Verzeichnisse  der 
Versteinerungen  aus  den  Priesener  Schichten  am  linken  Uferabhange 
der  Elbe  bei  Podcäple  und  Lukovna  vergleicht,  so  sieht  man,  daß 
sowohl  bei  Lukovna  und  Podcäple  als  auch  am  südlichen  Abhänge 
des  Kunöticer  Berges,  also  um  zirka  80  m  höher,  dieselben  Leit- 
fossilien vorkommen,  so  daß  der  weiche,  schmierige  Mergelton  am 
Fuße  des  Kuneticer  Berges  zu  demselben  Horizont  der  Priesener 
Stufe  gehört  wie  das  porzellanjaspisartige,  sehr  harte  Gestein  am 
Kuneticer  Berge.  Während  der  Eruption  des  Kuneticer  Nephelin- 
Tephrits  hat  also  außer  der  Frittung  auch  eine  beträchtliche 
Hebung  des  untersenonen  Sediments  der  Priesener  Stufe  statt- 
gefunden. 

Ich  verweise  in  dieser  Hinsicht  auf  die  diesbezüglichen  Er- 
örterungen des  Herrn  Dr.  K.  Hint er le ebner  im  Jahrbuch  1900, 
pag.  476.    • 


Studien  über  die  Inntalterrassen. 

Von  Dr.  0.  Ampferer. 

Mit  einer  Tafel  (Nr.  V)  und  17  Ziukotypien  im  Text. 

Die  Erforschung  der  Inntalterrasse  hat  vor  allem  durch  die 
Arbeiten  von  Blaas  und  Penck  einen  gewissen  Abschluß  gefunden, 
indem  eine  Erklärung  ihrer  Entstehung  und  ihres  Alters  gegeben 
werden  konnte,  gegen  deren  Wahrscheinlichkeit  keine  der  bisher 
bekannt  gewordenen  Beobachtungen  Einsprache  erhebt. 

Penck  hat  dieser  Erklärung  in  der  dritten  Lieferung  der  „Alpen 
im  Eiszeitalter"  folgende  Gestalt  verliehen. 

Die  Terrasse  ist  während  einer  großen  Schwankung  beim  Rück- 
zug der  Würmvergletscherung  entstanden,  als  das  Inntal  bis  über 
Imst  hinauf  eisfrei  geworden  war.  In  diesen  Kaum  schütteten  der 
Inn  und  seine  Zuflüsse  mächtige  Schuttkegel,  bis  durch  ein  neuer- 
liches Anschwellen  der  Eismassen  der  Zillertalergletscher  als  ge- 
waltiger Querwall  das  Inntal  abdämmte  und  so  Veranlassung  zur 
Aufstauung  des  Achen-  und  Inntalsees  gab.  Der  letztere  See  gewann 
zeitweise  eine  Ausdehnung  von  70  km  bei  einer  mittleren  Breite  von 
35  km  und  etwa  200  m  Tiefe.  Statt  der  Schuttkegel  luden  nun  die 
Bäche  steilgeschichtete  Deltas  in  den  See,  dessen  Verlandung  durch 
Einschaltung  von  Bändertonlagern,  Sauden,  Kiesen  und  gröberen 
Schottern  vor  sich  ging.  Dann  drangen  von  allen  Seiten  die  Gletscher 
darüber  vor  und  vereinigten  sich  im  Inntale  zu  einem  großen  Eis- 
strom, der  seine  Endmoränen  oberhalb  von  Kufstein  im  Kirchbichler 
Walde  (Bühlstadium)  hinterlassen  hat. 

Für  die  nachfolgenden  Untersuchungen  bilden  diese  Ergebnisse 
insofern  die  Unterlage,  als  dieselben  von  der  Voraussetzung  aus- 
gehen, daß  die  Inntalterrasse  als  eine  zusammenhängende,  einheit- 
liche Talausfüllung  von  dem  vordringenden  Eise  überdeckt  wurde, 
welche  nicht  vorher  durch  Erosionsvorgänge  in  einzelne  Stücke  zer- 
schnitten worden  war.  Die  Annahme  einer  vorhergegangenen  Erosions- 
periode erscheint  überhaupt  bei  der  Art  der  Entstehung  der  Inntal- 
terrasse als  ausgeschlossen.  Die  Terrasse  als  Rest  der  Verlandung 
eines  durch  den  quervorliegenden  Zillertalgletscher  bedingten  Stau- 
sees konnte  nur  dadurch  dem  Eingriff  der  Erosion  verfallen,  daß 
dieser  Querwall  sich  zurückzog.  Solche  Schwankungen  des  vorliegen- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (O.  Ampferer.)        12* 


92  Dr.  0.  Ampferer.  [2] 

den  stauenden  Eisdammes  können  nicht  als  ausgeschlossen  betrachtet 
werden  und  sie  hatten  jedenfalls  beträchtliche  Erosionswirkungen  in 
dem  dadurch  freigelegten  Stauland  zur  Folge.  Indessen  mußten  bei 
dem  Wiederanschwellen  der  Vergletscherung  die  Lücken,  welche 
die  Erosion  eingerissen  hatte,  neuerdings  gefüllt  werden.  Der 
Mechanismus  dieser  Vorgänge  zwingt^  zur  Annahme,  daß  die  Auf- 
schüttung des  Inntalstausees  bis  zur  Überdeckung  durch  die  darüber 
vorrückenden  Gletscher  entweder  überhaupt  nicht  oder  nur  vorüber- 
gehend durch  Erosion  unterbrochen  wurde,  wobei  die  entstandenen 
Hohlräume  immer  wieder  geschlossen  wurden.  Der  Eisstrom  des 
Bühlstadiums  mußte  sich  im  Gebiete  des  Inntales  von  Imst  bis  zur 
Mündung  des  Zillertales  über  die  annähernd  horizontale  Oberfläche 
einer  gewaltigen  Talausfüllung  von  Lehm,  Sand  und  Schotter  bewegen. 
Heute  sind  von  jener  großartigen  Schutteinlage  des  Inntales  nur  mehr 
einzelne  Stücke  erhalten,  welche  als  Terrassen  abwechselnd  im  Süden 
oder  Norden  des  Flusses  lagern. 

Umfangreiche,  durch  mehrere  Jahre  fortgeführte  Begehungen 
im  gesamten  Verbreitungsgebiete  der  Inntalterrasse  haben  mir  nun 
den  Nachweis  gebracht,  daß  diese  Zerstücklung  der  ursprünglichen 
Schuttausfüllung  zum  allergrößten  Teil  nicht  ein  Werk  der  Wasser- 
erosion, sondern  ein  solches  der  Gletschererosion  ist.  Die  Begrenzung 
und  Formung  der  einzelnen  Terrassenstücke  ist  hauptsächlich  durch 
glaziale  Arbeit  geschehen,  wie  an  zahlreichen  Stellen  noch  der  Mantel 
der  darüber  gebreiteten  Grundmoränen  sicherstellt.  Ausgehend  von 
der  Annahme,  daß  der  vorliegende  Eiswall  des  Zillertalgletschers  die 
Ursache  zur  Aufstauung  einer  riesigen  Schuttlage  im  Inntale  war, 
läßt  sich  beweisen,  daß  die  vorstrebenden  Eismassen  in  diesen  Schutt- 
körper mit  annähernd  ebener  Oberfläche  mächtige  und  eigenartige 
Hohlformen  eingruben,  deren  Erzeugung  man  bisher  vielfach  der 
Flußerosion  zuschob.  Da  die  Schuttausfüllung  an  vielen  Stellen  aus- 
gedehnte Felsterrassen  verhüllte,  so  sind  auch  diese  in  ganz  gleicher 
WTeise  dem  Einfluß  der  Eiserosion  erlegen.  Die  Gletscher  fanden 
ein  mehrere  hundert  Meter  hoch  mit  Schutt  ausgefülltes,  sehr  breites, 
sehr  flaches  Tal,  in  das  sie  ihre  Bahn  eintieften. 

Es  soll  nun  die  Aufgabe  der  nachfolgenden  Untersuchungen 
sein,  von  Stelle  zu  Stelle  nachzuforschen,  in  welcher  Weise  aus  der 
großen  Schuttanfüllung  die  heutigen  Formen  und  Teile  der  Terrasse 
entstanden  sind.  Die  in  'den  Arbeiten  meiner  Vorgänger  nieder- 
gelegten Summen  von  Beobachtungen  habe  ich,  soweit  sie  mir  zu- 
gänglich waren,  benützt  und  auch  meist  an  Ort  und  Stelle  geprüft. 
Ohne  die  Früchte  ihrer  zahlreichen  mühsamen  Wanderungen  und 
Forschungen  wäre  die  vorliegende  Untersuchung  zur  Unmöglichkeit 
geworden.  Von  einer  Aufzählung  der  in  Betracht  kommenden  Arbeiten 
habe  ich  abgesehen,  da  sie  nur  eine  Wiederholung  bieten  könnte  von 
dem,  was  in  Blaas  „Geologischer  Führer  durch  die  Tiroler  und 
Vorarlberger  Alpen"  und  in  Penck  und  Brückner  „Die  Alpen 
im  Eiszeitalter"  bequem  zusammengefaßt  zu  übersehen  ist.  Die 
Arbeit  bringt  zuerst  eine  Beschreibung  der  einzelnen  Terrassen, 
wobei  aus  dem  reichen  Formenschatz  derselben  diejenigen  Züge, 
welche    noch   von   der   Einwirkung   des   Eises   überliefert   sind,    eine 


[3] 


Studien  über  die  Inntalterrassen. 


93 


besondere  Beachtung  finden.  So  schafft  die  Untersuchung  eine  ge- 
nauere Würdigung  der  glazialen  Oberflächenelemente  eines  großen 
Alpentales.  Im  Anschluß  ist  dann  noch  eine  Übersicht  der  wichtigeren 
Ergebnisse  und  Schlußfolgerungen  beigefügt. 


Beschreibung  der  einzelnen  Terrassen. 
Terrasse  von  Imst — Tarrenz. 

(Fig.  1  und  2.) 

Die  breite  Terrasse,  welche  an  der  Westseite  von  Imst  vorbei 
in  mächtigem  Bogen  aus  dem  Inntal  ins  Gurgltal  gespannt  ist,  besteht 
nur  in  sehr  untergeordneter  Weise  aus  geschichteten  Sanden  und 
Schottern.  Nur  an  den  Mündungen  der  Rosengartlschlucht  (Fig.  1  u.  2), 
des  Melchbaches,  des  Salvesentales  sind  Reste  von  horizontalgeschich- 
teten   Sanden    und    Schottern  zu   einer   Nagelfluh    verkittet   erhalten. 


Fisr.  1. 


9Z0 


xnnK 


Fi  sr.  2. 


Nord 


Zeichenerklärung: 


Grundgebirge. 
Grundmoräne. 


il  iiiiiii- 
•iiiiAiiii.i, 


xoo 


Horizontal  geschichtete 

Tone,  Sande, Kiese,  Schotter 

(lose  oder  verkittet). 

Grobes  Blockwerk  oder 
Bachschuttkegel. 


Fig.  1  stellt  einen  Schnitt  entlang  der  Rosengartlschlucht  gegen  Imst  dar. 

Fig.  2  gibt   einen   Schnitt   wieder,    der   an    derselben    Stelle   (920  m)   beginnt    und 
ungefähr  rechtwinklig  zum  ersten  verläuft. 

Sämmtliche  Profile  sind  im  gleichen  Verhältnis  von  Höhe   und  Länge   gezeichnet. 


94  Dr.  0.  Ampferer.  [4] 

Obwohl  diese  Vorkommnisse  gleichsam  im  Rachen  von  reichlich  schutt- 
liefernden  Bächen  der  Kalkalpen  lagern,  bestehen  sie  zum  weitaus 
größten  Teile  aus  wohlgerundeten  zentralalpinen  Gerollen  einer  Fluß- 
ablagerung. Ihre  Bedeutung  für  den  Aufbau  der  anliegenden  Terrasse 
beruht  nicht  auf  ihrer  verschwindend  geringen  Masse,  sondern  viel- 
mehr auf  dem  Umstände,  daß  sich  aus  ihrer  Lagerung  in  Zusammen- 
hang mit  einigen  Schotterresten  am  Nordwestfuße  des  Simmerings  der 
Schluß  auf  eine  vollständige  Ausfüllung  des  Gurgltales  und  Verbindung 
mit  den  Schuttmassen  der  Mieminger  Terrasse  ziehen  läßt. 

Die  noch  erhaltenen  Reste  dieser  Nagelfluh  lehnen  sich  in  der 
Umgebung  von  Imst  und  Tarrenz  in  Nischen  der  Felsterrasse  an.  Diese 
selbst  ist  allenthalben  sehr  gut  erschlossen  und  von  gut  gearbeiteten 
Grundmoränen  überlagert.  An  sehr  vielen  Stellen  ist  die  Auflagerung 
der  Grundmoränen  auf  dem  geschliffenen  und  geschrammten  Fels  zu 
sehen,  so  besonders  bei  Gunglgrün,  westlich  und  nördlich  von  Imst 
und  im  Norden  von  Tarrenz.  Während  sich  aber  diese  Grundmoränen 
sowohl  durch  die  Art  ihrer  Ausbildung  und  die  Gesellschaft  ihrer  Ge- 
schiebe als  Erzeugnisse  des  Inntalgletschers  ausweisen,  finden  wir  in 
den  höheren  Teilen  der  Terrasse  über  diesen  Grundmoränen  massen- 
haften kalkalpinen  Schutt.  Wenn  wir  die  Formen  seiner  Ablagerung 
und  seine  Zusammensetzung  eingehender  verfolgen,  so  kommen  wir 
zur  Anschauung,  daß  wir  darin  die  Ablagerungen  von  Lokalgletschern 
zu  erkennen  haben.  Sie  nehmen  ihren  Ausgang  vorzüglich  aus  den 
großen  Karen  am  Muttekopf  und  im  Norden  des  Lakesberges.  Natür- 
lich wurden  ihre  Ablagerungen  von  den  kräftigen  Bergbächen  mannig- 
fach ergriffen  und  umgestaltet. 

Damit  ist  in  kurzen  Strichen  der  Aufbau  dieser  Terrasse  be- 
zeichnet. Sie  unterscheidet  sich  von  allen  anderen  Stücken  der  Inn- 
talterrasse  durch  ihren  bogenförmigen  Verlauf,  der  die  Krümmung 
des  Gurglbaches  in  verstärktem  Ausmaß  befolgt.  Der  breite  und 
ausgedehnte  Abschnitt  zwischen  Inn  und  Rosengartlschlucht  ist  voll- 
ständig quer  ins  Gebirgsstreichen  hineingegraben.  Soweit  die  mäch- 
tigen auflagernden  Schuttmassen  den  Einblick  in  die  Gestaltung  des 
Felsgrundes  gestatten,  haben  wir  eine  bergwärts  ansteigende,  unregel- 
mäßige Fläche  vor  uns,  die  mit  breiten,  an-  und  absteigenden  Furchen 
und  mit  Rundbuckeln  besetzt  ist.  Eine  der  auffallendsten  Felsfurchen 
zieht  über  Gunglgrün  hinweg.  Sie  hebt  sich  entschieden  ansteigend 
aus  der  ungegliederten  felsigen  Innflanke  bis  zur  Ortschaft  Gunglgrün, 
wo  sie  sich  dann  verbreitert  in  mehrere  Furchen  gabelt,  zwischen 
denen  Rundhöcker  aufragen,  und  wieder  absenkt.  An  mehreren 
Stellen  kann  man  an  den  geschrammten  Felsen  erkennen,  daß  die 
Richtung  des  großen  Furchenzuges  mit  der  Richtung  der  Schrammen 
übereinstimmt.  Ausgezeichnet  erschlossen  sind  auch  schräg  ansteigende 
Schliffflächen  an  dem  Wege,  der  südlich  der  Rosengartlschlucht  bergan 
führt.  An  diesem  Wege  sieht  man  auch  die  Grundmoränen,  welche 
stellenweise  die  Schliffe  bedecken,  ganz  bis  zu  den  Häusern  von  Imst 
herabsteigen.  Nördlich  von  Imst,  entlang  dem  Wege,  der  sich  ins 
Salvesental  und  zum  Hochtennsatt.el  emporzieht,  begegnen  wir  eben- 
falls oberhalb  der  Reste  von  geschichteten  Schottern  großen,  schön 
geschliffenen,  ebenen  Felsflächen,  auf  denen  mächtige  Grundmoränen 


f"5]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  95 

aufruhen.  Auch  hier  ziehen  die  Grundmoränen  ins  Tal  hinunter.  In 
großartiger  Weise  tritt  die  Felsunterlage  östlich  der  Salvesenschlucht 
auf  der  Hochfläche  von  Ober-Tarrenz  hervor.  Breite  Furchen,  Wannen 
und  ausgeprägte  Rundhöcker  treten  uns  entgegen,  häufig  von  Resten 
gut  gearbeiteter  Grundmoräne  begleitet.  Die  Furchen  steigen  in 
nordöstlicher  Richtung  bergan.  An  allen  Stellen,  wo  Reste  der  ge- 
schichteten Schotter  der  Iuntalterrasse  hier  vorhanden  sind,  ragen 
dieselben  nicht  über  die  Oberfläche  der  umgebenden  geschliffenen 
Felshöhen  hinaus.  Aus  den  Aufschlüssen  im  Süden  der  Rosengartl- 
schlucht  geht  außerdem  hervor,  daß  der  an  der  Mündung  jener 
Schlucht  erhaltene  Rest  von  geschichteten  Schottern  nicht  bloß  in  der 
Höhe,  sondern  auch  im  Abfall  gegen  das  Gurgl-  und  das  Inntal  von 
den  Schliffflächen  und  der  dazugehörigen  Grundmoränendecke  abge- 
grenzt wird.  Dieser  so  durch  Glazialgebilde  begrenzte  Konglomerat- 
rest von  Imst  stellt  zugleich  das  westlichste  Vorkommen  der  Inntal- 
aufschüttung  dar. 

Betrachten  wir  nun  noch  die  Terrasse  von  Imst  in  ihrer  ge- 
samten Lage,  so  beobachten  wir,  daß  sowohl  ihr  südwestliches  wie 
ihr  nordöstliches  Ende  nicht  frei  ausgeht,  sondern  von  höheren,  vor- 
lagernden Rücken  des  Grundgebirges  eingeschlossen  wird.  Der  Berg- 
rücken des  Lakeswaldes,  welcher  sich  über  Gunglgrün  herabstreckt, 
scheidet  die  Imster  Terrasse  vom  oberen  Inntal.  In  der  Gegend  von 
Ober-Tarrenz  schiebt  sich  hinwiederum  vom  Sinnesjoch  der  Sießen- 
kopf  kräftig  vor  und  bildet  den  Abschluß  der  Terrasse  gegen  Nord- 
osten. So  ähnelt  die  ganze  Terrasse  einem  breiten  Sofa  mit  Seiten- 
und  Rückenlehnen.  Die  Seitenlehnen  sind  jedoch  in  gewissem  Sinne 
durchbrochen.  Die  mächtige  Furche,  welche  sich  aus  dem  Inntale 
gegen  Gunglgrün  erhebt  und  den  Scheiderücken  des  Lakeswaldes 
durchsägt,  ist  schon  erwähnt  worden.  Bei  Ober-Tarrenz  erheben  sich 
die  Furchen  des  Felsgrundes  gegen  den  vorliegenden  Bergkörper,  ja 
es  steigt  eine  steile  und  schmälere  Fortsetzung  der  Terrasse  zum 
Sießenkopf  empor  und  verbindet  so  die  tiefere  Terrasse  von  Tarrenz 
mit  jener  hochgelegenen,  die  sich  zwischen  dem  oberen  (1657  m)  und 
unteren  (1532  m)  Sießenkopf  ausbreitet.  Auch  gegen  die  zurück- 
liegenden Berge  erhebt  sich  die  Terrasse  in  mehr  allmählichem  Anstieg. 

Diese  gewaltige  Gehängeeinbuchtung  mit  den  geschilderten 
Eigentümlichkeiten  ist  als  Erosionsbildung  fließenden  Wassers  nicht 
verständlich.  Wenn  wir  auch  anzunehmen  berechtigt  sind,  daß  der 
heutige  Gurglbach  durch  die  Zuflüsse,  welche  ihm  aus  dem  damals 
noch  offenen  Fernpaßtale  zuteil  wurden,  beträchtlich  verstärkt  war, 
so  kann  er  doch  unmöglich  diese  seitliche  Aushöhlung  der  Berghänge 
bewirkt  haben.  Auch  der  Inn  kann  nicht  zur  Erklärung  dieser  Form 
herangezogen  werden.  Gegen  die  Bildung  dieser  Terrasse  durch 
Wasserkräfte  des  Gurglbaches  oder  des  Inns  sprechen  auch  die  drei 
Bäche,  welche  jetzt  tiefe,  aber  schmale  Gräben  in  dieselbe  einge- 
schnitten haben.  Da  sie  sehr  reichlichen  Schutt  aus  ihren  Einzugs- 
gebieten zu  Tal  bringen,  bauen  sie  große  Schuttkegel  in  das  Gurgltal 
hinaus  und  drängen  dessen  Bach  ganz  in  das  jenseitige  Felsufer  des 
Tschirgants.  Wie  man  fast  in  jedem  Tale  beobachten  kann,  schützen 
solche   stark   schuttfördernde  Bäche   am  besten  ihr   eigenes  Bergge- 


96  Dr.  0.  Ampferer.  TQl 

hänge  vor  dem  Angriffe  durch  vorbeifließendes  Wasser,  indem  sie  das- 
selbe mit  Hilfe  der  entgegengestreckten  Schuttkegel  wirksam  abhalten. 
Auf  Grund  dieser  Beobachtung  ist  die  Annahme  sehr  wahrscheinlich, 
daß  der  Schinder-,  Melch-  und  Salvesenbach  vereint  mit  ihren  Schutt- 
kegeln jederzeit  einen  bedeutsamen  Angriff  vorbeiströmenden  Wassers 
auf  ihre  Berggehänge  verhindert  haben.  Aber  auch  durch  die  Wirkung 
dieser  Bergbäche  kann  die  Terrasse  nicht  erklärt  werden,  da  deren 
Lauf  durch  die  tiefen  Täler,  welche  bis  zu  den  Karen  hinaufleiten,  bei 
der  beträchtlichen  Neigung  der  Terrasse  ein  eng  vorgeschriebener  ist. 

Die  noch  jetzt  ausgedehnte  Grundmoränendecke,  die  vielfach 
klar  erhaltenen  Schliffflächen  sowie  in  Fels  gegrabene  Wannen,  steil 
auf-  und  absteigende,  einfache  und  verzweigte  Furchen  in  Gesellschaft 
von  Rundhöckern  verbürgen  uns  eine  getreue  Überlieferung  der 
Terrassenformen,  aus  der  sich  der  Zustand  nach  dem  Rückzuge  des 
letzten  großen  Eisstromes  mit  Sicherheit  erkennen  läßt.  Die  seither 
eingetretenen  Veränderungen  äußern  sich  hauptsächlich  in  den  Ein- 
schnitten der  Bergbäche  und  in  der  mächtigen  Überschüttung  der 
Terrasse  durch  die  Ablagerungen  von  jüngeren  Lokalgletschern.  Na- 
türlich hat  sowohl  die  Grundmoränendecke  als  auch  der  glaziale 
Formenschatz  des  Felsgrundes  durch  Wassererosion  und  Gehänge- 
schutt manche  Verminderung  erfahren,  jedoch  nicht  so,  daß  die 
wesentlichen  Züge   bis   zur  Unkenntlichkeit   entstellt   worden   wären. 

Wie  wir  schon  früher  betont  haben,  stehen  nun  die  Reste  der 
geschichteten  Schotter  und  Sande  im  Bereiche  der  Imster  Terrasse 
in  der  engsten  Beziehung  zu  der  Gestalt  des  glazial  bearbeiteten 
Felsgrundes.  Gletscherschliffe  und  Grundmoränendecke  überspannen 
gleichsam  die  Schotterreste,  indem  die  Schottereinlagen  nicht  über 
die  geschliffenen  Felshöhen  vorragen  und  die  darauflagernden  Grund- 
moränen an  mehreren  Stellen  bis  ins  Tal  hinabsteigen. 

Die  Schotter  und  Sande  sind  gemeinsam  mit  dem  umgebenden 
Grundgebirge  umgestaltet  worden  und  da  wir  annehmen  müssen,  daß 
die  Schotter  vor  der  Bedeckung  durch  das  Eis  nicht  so  erodiert  wurden, 
kann  die  Umformung  nur  als  Wirkung  des  darüber  bewegten  Eises 
aufgefaßt  werden.  Einigen  Einblick  in  den  Betrag  der  Erosion  können 
wir  durch  Vergleich  mit  den  Schottermassen  der  Mieminger  Hoch- 
fläche erreichen.  Während  nämlich  die  Schotterreste  der  Imster 
Terrasse  allenthalben  unter  900  m  Meereshöhe  bleiben,  erheben  sich 
die  breiten  Schotter  und  Sandlagen  östlich  von  Dormiz,  am  Abhang 
gegen  das  Gurgltal,  bis  über  1000  m,  wo  sie  dann  von  einer  zusammen- 
hängenden Grundmoränendecke  abgeschlossen  werden.  Auch  hier  ist 
die  ursprüngliche  Oberfläche  der  Schottereinlagerung  sicherlich  höher 
gewesen,  so  daß  wir  bei  einer  Annahme  der  ursprünglichen  Schotter- 
höhe um  Imst  von  über  1000  m  nicht  zu  hoch  greifen.  Über  100  m 
sind  sonach  die  höchsten  Teile  der  Imster  Schottermassen  und  ihre 
Felsumgebung  erodiert  worden  und  da  die  Grundmoränen  ja  weit 
ins  Tal  herabsteigen,  muß  die  Erosionswirkung  entlang  dem  Tale 
noch  eine  erheblich  mächtigere  gewesen  sein.  Die  steil  auf-  und 
abstrebenden  Furchen  im  Fels,  die  sich  teilen  und  Rundhöcker 
umspannen,  machen  uns  mit  der  Eigenart  der  Eiserosion  bekannt. 
Während  wir  bei  der  Beschreibung   der  meisten   anderen  Terrassen- 


[7]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  97 

stücke  der  Hauptsache  nach  nur  Reste  der  großen  Schuttausfüllung 
vor  uns  haben,  ist  hier  fast  die  ganze  Terrasse  von  dem  strömenden 
Eise  angelegt. 

ftlieminger  Hochfläche. 

(Fig.  3-8.)       • 

Der  mächtige  Rest  der  Inntalschuttfüllung,  welcher  zwischen 
Nassereith  und  Telfs  erhalten  liegt,  bildet  höchstwahrscheinlich  die 
Einlage  in  einer  Talfurche,  welche  zwischen  der  Miemingerkette  und 
dem  Bergkamm  Tschirgant — Simmering— Grünberg — Nachberg  einge- 
senkt ist  Tiefe  Ein-  und  Anschnitte  durch  Wassererosion  haben  den 
Aufbau  der  Schuttmassen  hinreichend  klar  eröffnet. 

Östlich  von  Nassereith  beginnt  die  Schuttfüllung  mit  steiler 
Böschung  aus  dem  Gurgltale  aufzustreben.  Durch  den  Strangbach, 
dessen  Schlucht  die  Straße  gegen  Holzleiten  folgt,  werden  diese 
Ablagerungen  in  zwei  auch  stratigraphisch  verschiedene  Teile  zerlegt. 
Nordwärts  von  diesem  Bache  lagert  sich  an  das  Gehänge  des 
Wannecks  eine  harte  Nagelfluh  an,  deren  stellenweise  horizontal 
geschichtete  Massen  bis  über  1000  m  Höhe  erreichen.  Sie  besteht 
aus  stark  gerollten  Flußgeschieben,  in  deren  Bestand  neben  reichlichen 
und  verschiedenartigen  zentralalpinen  Gerollen  auch  viele  Gesteinsarten 
der  Kalkalpen  vertreten  sind.  Stücke  dieses  festen  Konglomerats, 
das  am  Abfall  gegen  Nassereith  von  mehreren  kleinen  Verwerfungen 
in  plumpe,  schichtungslose  Klötze  und  Türme  zerschnitten  wird,  finden 
sich  in  den  Schottern  und  Grundmoränen  der  Umgebung.  Als  eine 
etwas  im  Gehänge  vortretende  Stufe  zieht  sich  diese  Nagelfluh  in 
gleicher  Höhe  (ungefähr  1000  m)  an  der  Nordseite  des  Strangbaches 
hinein,  bis  sie  unter  den  Schottern  verschwindet,  auf  denen  der 
Weiler  Aschland  steht.  An  der  Südseite  des  Baches  erscheint  diese 
Nagelfluh  nirgends  aufgeschlossen  und  an  ihrer  Stelle  bauen  lose 
Sande  und  Schotter  eine  ebenso  hohe  Terrasse  auf. 

Am  Abfall  der  Nagelfluh  gegen  Dormiz  und  Nassereith  lagern 
vielfach  kleinere  Reste  von  Grundmoränen  auf  derselben,  die  sehr 
viele  zentralalpine  Geschiebe  enthalten.  Weiter  talaufwärts  sind  an 
die  Bänke  der  Nagelfluh  geschichtete  Schotter,  sandiger  Lehm,  dann 
Schotter  mit  Einlagen  von  Mehlsanden  angelagert.  Die  besten  Auf- 
schlüsse erhält  man  in  der  Umgebung  des  Annastollens  (1016  m), 
der  selbst  genau  längs  der  Oberfläche  der  hier  deutlich  geschichteten 
Nagelfluh  hineingetrieben  ist.  Unmittelbar  über  der  anscheinend 
geglätteten  Decke  der  Nagelfluh  finden  sich  hier  Spuren  einer  Grund- 
moräne, dann  folgen  Mehlsande  und  Schotter,  darüber  deutliche  Grund- 
moräne mit  gekritzten  Geschieben.  Gewaltige  Massen  von  Gehänge- 
schutt  schieben  sich  vom  steilen,   zerrissenen  Berggehänge  herunter. 

Dem  südlich  des  Strangbaches  gelegenen  Teile  der  Schuttmassen 
ist  ein  mächtiger,  schräger  Schuttkegel  vorgelagert,  der  durch  den 
Strangbach  und  zahlreiche  Gräben  der  höher  ausstreichenden  Schotter 
und  Grundmoränen  gebildet  wurde. 

Am  südlichen  Ufer  des  Baches  begegnen  wir  unklaren  Vor- 
kommnissen   von    Grundmoränen,    in   höherer   Lage    sehr    mächtigen, 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (O.  Ampferer.)  13 


98  Dr.  0.  Ampferer.  [8] 

horizontal  geschichteten  Lagen  von  gröberem  und  feinerem,  vorzüglich 
zentralalpinem  Schotter.  Die  Hochfläche,  welche  diese  Schotter  tragen, 
besteht  aus  einer  Decke  von  gut  gearbeiteter  Grundmoräne,  die 
überall  an  der  Stirn  des  Steilabfalles  frei  in  die  Luft  ausgeht.  Die 
Grundmoränendecke  liegt  nur  an  den  Rändern  frei  vor,  in  dem  ganzen 
Gebiete  zwischen  dem  Abhänge  des  Simmerings  und  den  Ortschaften 
Holzleiten — Weißland — Oberstraß — Finsterfiecht  breitet  sich  noch  eine 
jüngere  glaziale  Ablagerung  eines  Lokalgletschers  darüber.  Derselbe 
entstammte  dem  Lehnbergtale  und  warf  in  der  Gegend  südlich  von 
Weißland  seine  Morännenwälle  und  Schuttfelder  auf,  die  vorzüglich 
aus  Wettersteinkalk  und  Hauptdolomitgesteinen  bestehen.  Eigentümliche 
Wechsellagerungen  von  geschichteten  Schottern,  Sanden,  Bänderton 
und  Grundmoränen  erschließt  der  obere  Graben  des  Strangbaches 
gegenüber  der  Ortschaft  Aschland  (Fig.  3).  Wir  finden  bei  1020 — 1040  m 
Höhe   nahe   über  dem  Bache   an    seiner  Südseite    ein  Lager  von  gut 

Fig.  3. 


gearbeiteter  Grundmoräne  (6)  mit  schönen  gekritzten  Geschieben. 
Darüber  lagern  gröbere  horizontal  geschichtete,  lagenweise  verkittete 
Schotter  (5),  sehr  dünn  geschichteter,  feinsandiger  Bänderton  (4),  ge- 
schichtete, feinere  Schotter  (3),  endlich  wieder  sehr  deutliche  Grund- 
moräne (2)  mit  einer  Decke  von  geschichteten  Schottern  (1).  Da  weiter 
aufwärts  im  Bachbett  schon  das  Grundgebirge  (Hauptdolomit)  ansteht 
und  beide  Grundmoränen  sehr  stark  bearbeitet  sind  (reich  an  gekritzten 
Geschieben),  können  sie  nicht  von  kleinen  Lokalgletschern  abstammen, 
obwohl  der  größte  Teil  der  Geschiebe  aus  Hauptdolomit  besteht.  Der 
untere  Rest  von  Grundmoränen  ist  nicht  weit  erschlossen,  der  obere 
keilt  gegen  Westen  deutlich  zwischen  den  geschichteten  Schottern  aus. 
Es  liegt  die  Annahme  nahe,  die  untere  Grundmoräne  einer  älteren 
Vergletscherung  zuzusprechen  und  das  Auskeilen  der  oberen  durch 
teilweise  Erosion  und  Überschüttung  von  seiten  des  Lokalgletschers 
des  Lehnbergtales  zu   erklären.     Östlich   des  Schuttfeldes   des   eben 


[9] 


Studien  über  die  Inntalterrassen. 


99 


genannten  Lokalgletschers  gelangen  wir  in  die  großartigste  Grund- 
moränenlandschaft  des  tirolischen  Inntalgebietes.  Der  aus  dem  Lehn- 
bergtal herabfließende  Sturlbach  schneidet  von  seinem  Eintritt  in  die 
Mieminger  Hochfläche  bei  Arzkasten  bis  zum  Felsdurchbruch  bei 
Schloß  Klamm  unausgesetzt  in  mächtige  Massen  von  vorzüglich  und 
typisch  entwickelter  Grundmoräne  ein. 

Die  ganze  Breite  der  Terrasse  vom  Abfall  des  Nißkogels  bis 
zu  dem  des  Grünberges  und  Saßberges  nehmen  von  Oberstraß  und 
Finsterfiecht  im  Westen  bis  über  Barwies  und  Obermieming  hinab 
Grundmoränen  ein.  Daß  es  sich  nicht  bloß  um  eine  dünne  Decke, 
sondern  um  eine  mächtige  Auflagerung  handelt,  zeigen  die  vielen 
eingeschnittenen  Gräben.  Wenn  wir  die  Unterlage  dieser  gewaltigen 
Decke  kennen  lernen  wollen,  so  bietet  uns  das  Tal  des  tief  einge- 
fügten Klammbaches  und  seine  Seitengräben  den  besten  Aufschluß. 
Während  wir  in  der  Umgebung  von  Holzleiten  schon  in  einer  Höhe 
von  über  1000  m  unter  der  Grundmoränendecke  auf  die  geschichteten 
Schotter  stießen,  reichen  dieselben  im  Aufrißgebiete  des  Klammbaches 
nirgends  über  870  m  empor.  Ich  habe  alle  Gräben  dieses  Tales  genau 
untersucht  und  bin  zu  dem  Ergebnis  gekommen,  daß  nicht  nur  im 
Wresten   nnd  Osten   von    dieser   Talfurche    die  Grundmoränen   schräg 


S 


Fig.  4. 

Schloß  Klamm 
871 ,7K 


über  die  Scholterunterlage  bis  nahe  an  das  Innbett  herabsteigen, 
sondern  daß  die  Oberfläche  der  Schotter  und  Sande  auch  quer  zur 
Talrichtung  eine  starke  Abschrägung  erfahren  hat.  An  der  Westseite  des 
Tales  überdecken  die  Grundmoränen  bei  Schloß  Klamm  (Fig.  4)  und  in 
den  Gräben,  welche  zur  Ortschaft  Wald  ansteigen,  ungefähr  bei  870  m, 
die  geschichteten  Ablagerungen,  wogegen  an  der  Ostseite  gegenüber 
die  Grenze  stark  herabsinkt  und  unterhalb  der  Streichenkapelle  bei 
740  m  durchzieht.  Dabei  ist  die  Grenze  ziemlich  scharf  und  die  hellen, 
weißlichgrauen  Grundmoränen  heben  sich  deutlich  von  den  horizontal 
geschichteten  Schottern  ab,  die  vielfach  Lagen  von  feinerem  Sand  ent- 
halten. Außerordentlich  verschiedenartig  ist  auch  die  Gesteinsführung 
der  beiden  Ablagerungen.  Die  Grundmoränen  bestehen,  obwohl  sie 
auf  den  Schottern  ruhen,  welche  vielleicht  60 — 70%  zentralalpine 
Gerolle  enthalten,  zum  größten  Teile  aus  Kalk  uud  Dolomitgeschieben. 
Die  zentralalpinen  Geschiebe  erreichen  im  Durchschnitt  nicht  10% 
der  mit  freiem  Auge  erkenntlichen  Bestandteile.  Die  geschichteten 
Schotter  gehen  in  der  Tiefe  des  Tales  in  mehr  verfestigte  Lagen 
über,  wobei  die  feineren  Sandlagen  ein  festeres  Gefüge  besitzen. 
Diese  verkitteten  Schotter  und  Sandlagen  sind  an  mehreren  Stellen 
im  Klammtale  als  lotrechte  Wände  mit  ausgehöhlten  Galerien  er- 
schlossen.    Der   nördlichste  Aufschluß   unterhalb   von   Schloß  Klamm 

13* 


100  Dr.  0.  Ampferer.  [10] 

zeigt  ein  mäßiges  Fallen  gegen  Süden  (6—8°),  aus  dem  Penck 
den  Schluß  ziehen  will,  daß  eine  deltaartige  Aufschüttung  vorliege. 
(Alpen  im  Eiszeitalter  Seite  334.) 

Dem  steht  jedoch  entgegen,  daß  die  großen  Aufschlüsse  dieses 
Konglomerats  zu  beiden  Seiten  des  Baches  weiter  südlich  in  derselben 
Höhe  horizontale  Lagerungen  aufweisen.  Nach  oben  gehen  die  ver- 
kitteten Lagen  allmählich  in  die  losen  über,  mit  denen  sie  auch 
gleiche  Zusammensetzung  verbindet.  Einzelne  auskeilende  oder  trans- 
gredierende  Sand-  und  Schotterlagen  sind  vielfach  zu  sehen,  ohne 
jedoch  den  Charakter  der  horizontalen  Lagerung  zu  stören.  An  dem 
Eckhange  zwischen  Walder  Graben  und  Klammtal  gerade  gegenüber 
und  oberhalb  von  der  innersten  Mühle  kann  man  beobachten,  wie 
die  hellgraue  Grundmoräne  sackartig  in  die  gelblichen  Schotter  und 
Sandlagen  eingreift. 

Wie  schon  erwähnt,  ziehen  die  Grundmoränen  auf  beiden  Tal- 
flanken bis  hart  zur  heutigen  Innebene  hinab.  Im  Westen  des  Klamm- 
baches verkleiden  sie  von  Wald  herab  in  großer  Ausdehnung  die 
unteren  Gehänge  des  Grünberges,  wobei  sie  gleichmäßig  auf  den 
eingeschichteten  Schottern  und  auf  dem  vielfach  geschliifenen  Grund- 
gebirge aufruhen.  Westlich  von  Motz  sind  mehrere  größere  Gletscher- 
schliffe erhalten,  welche  steil  gegen  Nordosten  ansteigende  Flächen  und 
Schrammen  besitzen.  Auf  der  Ostseite  des  Klammbaches  senken  sich 
die  Grundmoränen  größtenteils  über  abgeschrägte  Schotter  herab  und 
nur  am  Felsrücken,  welcher  die  Wallfahrtskirche  des  Locherbodens 
trägt,  liegen  sie  direkt  auf  abgerundetem  Felsen  und  ziehen  daran 
fast  bis  zum  Dorfe  Motz  herab.  Zugleich  weicht  auf  der  einen  Seite 
der  Felswall  des  Grünberges  gegen  Norden,  auf  der  anderen  der 
des  Locherbodens  gegen  Süden,  so  daß  gleichsam  in  dem  Sinne  der 
geschrammten  Felsen  eine  breite  Furche  in  schiefer  Richtung  aus 
dem  Inntale  auf  die  Mieminger  Terrasse  emporführt. 

Diese  Beobachtung  ist  geeignet,  auf  eigentümliche  Bewegungen 
der  großen  Eisströme  aufmerksam  zu  machen.  Die  Grundmoränen 
steigen  zu  beiden  Seiten  des  Klammbaches  bis  nahezu  in  die.  Tiefe 
des  heutigen  Inntales  und  ziehen  sich  am  Gehänge  des  Grünberges 
bis  ganz  auf  dessen  Südseite  nahezu  zusammenhängend  und  über 
Glettscherschliffe  herum.  Es  ist  undenkbar,  daß  sich  die  Eismassen, 
welche  über  die  Mieminger  Hochfläche  hinfloßen,  hier  mit  völliger 
Umkehr  ihrer  Bewegungsrichtung  zum  Inntal  absenkten.  Wir  müssen 
annehmen,  daß  bei  Motz  Eis  aus  dem  Inntale  in  schräger  Richtung 
gegen  die  Mieminger  Hochfläche  emporgepreßt  wurde.  Damit  stimmt 
die  Richtung  der  Felsschrammen,  die  Form  der  Felsgehänge,  das 
Auseinanderweichen  der  Bergkämme  in  diesem  Sinne  und  die  starke 
Abtragung  der  geschichteten  Schotter  nördlich  des  Kammes  des 
Locherbodens.  Es  geht  auch  nicht  an  zu  denken,  daß  das  Eis  nur 
zu  einer  Zeit  hier  aufwärts  getrieben  wurde,  als  kein  Eisstrom  sich 
auf  der  Mieminger  Terrasse  bewegte.  Der  zusammenhängende  Grund- 
moränenmantel  und  seine  gleichartige  Entwicklung  läßt  diese  Annahme 
als  unwahrscheinlich  erscheinen. 

In  der  Gegend  nördlich  von  Barwies  (Fig.  5),  Obermieming  und 
Affenhausen  bedeckt  wiederum  die  mächtige  Ablagerung  eines  jüngeren 


Hl]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  101 

Lokalgletschers  des  Städtlbachquellgrundes  die  Grundmoränendecke. 
Zu  beiden  Seiten  des  Städtlbaches  sind  gewaltige  Seitenmoränen 
erhalten,  am  Hochbüheleck  haben  wir  Stirnmoränen,  von  denen  ein 
breites  Schuttfeld  seinen  Ausgang  nimmt.  Bei  Barwies,  Lehnsteig  (Fig.  6) 
und  Obermieming  ist  die  Auflagerung  dieses  Schuttfeldes  auf  die 
Grundmoränen  deutlich  zu  ersehen.  So  bedeutend  die  anschüttenden 
Wirkungen  dieses  Lokalgletschers  waren,  so  ausgedehnt  sind  auch  die 
erodierenden  Einflüsse  seiner  Schmelzwässer.  Während  der  Gletscher 
des  Lehnbergtales  nur  zwischen  Obsteig  und  Gschwent  ein  Geflecht 
von  nunmehr  toten  Talzügen  veranlaßte,  gab  der  des  Städtlbaches 
die  Ursache  zur  Anlage  mehrerer  großer  Talzüge  und  zur  Weg- 
schwemmung der  Grundmoränendecke  in  weiter  Ausdehnung. 

Fig.  5. 

Ba  rwies  881  __^^| 


Östlich  von  dem  mächtigen  Schuttfelde  des  Städtlbachgletschers 
begegnen  wir  auf  der  Mieminger  Terrasse  nur  mehr  einzelnen  spärlichen 
Resten  von  Grundmoränen,  von  denen  der  ausgedehnteste  südlich  von 
Wildermieming  das  Trockental  begleitet,  in  dem  die  Straße  von  Ober- 
mieming gegen  Telfs  hinabzieht.  Die  Höhe  der  Terrasse  nimmt  in 
demselben  Sinne  gegen  Osten  an  Höhe  ab  und  ihr  Gefüge  wird  durch 
drei  tiefe  Trockentäler  zerlegt.  Es  sind  dies  der  Talzug  des  Pulet, 
jener  von  Fiecht   und   der,   welchem   die  Poststraße   zwischen  Ober- 

Fig.  6. 

? 

°  „  .  <,Qom  tehnsteig  880m  1000"t 

AfüklriectS30,n*einer*?ee  °™  - 


mieming  und  Telfs  folgt.  Das  Fiechtertal  mündet  in  das  Tal  der 
Poststraße,  das  jedoch  völlig  unabhängig  von  dem  des  Pulet  gegen 
die  Talweitung  von  Telfs  sich  öffnet.  Die  schön  geschlungene,  überaus 
gleichmäßig  geneigte  Rinne  des  Pulet  beginnt  bei  Wildermieming 
zwischen  niedrigen  Vorragungen  von  Hauptdolomit  und  schneidet  dann 
im  ganzen  Verlaufe  nicht  mehr  ins  Grundgebirge.  Nur  an  den  Grund- 
moränenhügeln oberhalb  von  Wildermieming  kommt  dieser  Tallauf  mit 
Grundmoräne  in  Zusammenhang.  Der  Talzug,  in  dem  die  Poststraße 
angelegt  ist,  nimmt  seinen  Anfang  bei  Obermieming,  wo  im  Süden 
noch  die  flache  Bodenschwelle  aus  Grundmoränenmaterial  besteht, 
während  von  Norden  das  Schuttfeld  des  Judenbaches  herabdrängt. 
Das  Schuttfeld  dieses  Baches   ist  mit  dem   glazialen  Schuttfelde   des 


102  Dr.  0.  Ampferer.  [12] 

Städtlbaches  innig  vereint,  obwohl  die  enge  Felsschlucht  des  Juden- 
baches keinen  eigenen  Gletscher  von  Belang  beherbergen  konnte. 
Das  anfangs  breite,  flache  Tal  gewinnt  erst  unterhalb  von  Affenhausen 
engere  Begrenzung,  wobei  an  seiner  nördlichen  Flanke,  von  der  eben 
erwähnten  Ortschaft  bis  zur  Abzweigung  des  Weges  zum  Gerhartshof, 
Grundmoränen  mit  gelegentlich  geschichteten  Einlagen  anstehen.  Im 
untersten  Teile  ist  das  Tal  in  eine  kurze  Hauptdolomitschlucht  ein- 
gegraben, welche  wegen  der  Straße  künstlich  erweitert  wurde.  Das 
kurze  Tal  von  Fiecht  senkt  sich  von  diesem  Dorfe  gegen  Osten, 
während  gegen  Westen  etwas  nördlicher  ebenfalls  flache  Talmulden 
hinabziehen,  die  bei  Untermieming  in  dem  nunmehr  verlandeten  Becken 
des  Zeiner  Sees  münden.  Dieser  See  selbst  liegt  in  der  Grund- 
moränendecke eingetieft  und  berührt  nur  am  Südufer  den  Felshang 
des  Saßberges. 

Das  Tal  von  Fiecht  berührt  an  seiner  Südseite  stellenweise  den 
Felskörper  des  Achberges.  Deutliche  Grundmoräne  ist  in  seinem  Be- 
reiche nirgends  erschlossen.  Das  große  Schuttfeld  des  Städtl-  und 
Judenbaches,  von  dem  wir  wissen,  daß  es  durch  einen  jüngeren 
Lokalgletscher  des  ersteren  Talgebietes  im  wesentlichen  geschaffen 
wurde,  ruht  einerseits  der  mächtigen  Grundmoränendecke  auf,  ander- 
seits bildet  es  gegen  Süden  und  Osten  den  Ursprung  der  Terrassen- 
abschwemmung  und  der  Trockentäler.  Nur  das  Tal  der  Poststraße 
zeigt  eine  Strecke  weit  ältere  Veranlagung,  indem  es  eine  Einlage 
von  Grundmoränen  aufweist.  Die  weitere  Ausgestaltung  dieses  Tales 
sowie  die  Schaffung  der  anderen  dürfen  wir  mit  großer  Wahrscheinlich- 
keit den  Schmelzwassern  des  Städtlbachgletschers  zuschreiben.  Für 
die  Rinne  des  Pulet  haben  wir  sogar  einen  bestimmten  Altersbeweis. 
Wie  nämlich  aus  dem  Lehnbergtale  und  dem  Städlbachquellgrunde 
Lokalgletscher  (des  Gschnitzstadiums  von  Penck)  hervorquollen,  so 
geschah  dies  auch  gleichzeitig  aus  dem  Hintergrunde  des  Giesbachtales. 
Ein  großer  Teil  des  durch  diesen  Lokalgletscher  geschaffenen  Schutt- 
feldes, das  fast  nur  aus  Wettersteinkalk  besteht,  begleitet  nun  nicht 
bloß  den  Talzug  des  Pulet  an  seinem  Nordufer,  sondern  findet  sich 
sogar  auf  dem  entgegengesetzten  Ufer.  Der  breite,  überaus  glatt 
ausgehöhlte  Talzug  muß  daher  mindestens  noch  im  Wasserbetrieb 
gestanden  sein,  als  schon  die  äußersten  Teile  des  eben  beschriebenen 
Schuttfeldes  des  Giesbachgletschers  abgelagert  waren,  da  er  sonst 
jedenfalls  zugeschüttet  worden  wäre.  Noch  wahrscheinlicher  ist  es, 
daß  er  überhaupt  erst  nach  der  Ausbreitung  jenes  Schuttfeldes  von 
Wassern  des  Städtlbachgletschers  angelegt  wurde.  Die  Unterlage  des 
Schuttfeldes  des  Giesbachgletschers  ist  am  schönsten  am  Ostrande  der 
Mieminger  Terrasse  gegen  den  Giesbach  (Fig.  7)  und  das  Becken  von 
Telfs  offengelegt.  Der  Giesbach  tritt  aus  seiner  engen  Felsklamm  in 
eine  breitere  Talfurche  heraus,  die  er  quer  in  die  Schuttmassen  der 
Mieminger  Terrasse  eingeschnitten  hat.  Die  Westseite  dieser  Tal- 
furche zeigt  nun  die  geschichteten  Schotter  uud  Sande  in  typischer 
Entwicklung,  unter  denen  nur  am  Fuß  der  Terrassenecke  zwischen 
Mörderloch  und  der  Mündung  des  Puletgrabens  ein  Grundmoränenrest 
zutage  tritt. 

Die    geschichteten,    größtenteils   zentralalpinen   Schotter    gehen 


[13]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  103 

am  Westufer  des  Giesbaches  genau  bis  an  die  Felsen  seiner  Klamm 
heran.  In  einer  Höhe  von  780 — 790  m  überlagern  stark  bearbeitete 
Grundmoränen  mit  zentralalpinen  Geschieben  die  Schotter.  Die  Grenze 
ist  nicht  scharf  und  die  Grundmoräne  wird  erst  in  den  höheren  Lagen 
frei  von  gerundeten  Gerollen.  Oberhalb  der  Schlauchfabrik  wechsel- 
lagert die  Grundmoräne  an  ihrer  südlichen  Endigung  eine  kleine 
Strecke  mit  den  Schottern,  indem  sie  geschichtete  Lagen  aufnimmt, 
zwischen  denen  sie  gegen  Süden  zu  verschwindet.  Weiter  südlich 
bauen  die  Schotter  die  Terrasse  bis  über  800  m  Höhe  allein  auf. 
Die  Grundmoränen  setzen  sich  dagegen  nach  Norden,  unmittelbar  auf 
den  Felskanten  der  Klamm  ruhend,  bis  gegen  1000  m  Höhe  fort. 
Über  ihnen  lagert  anfangs  feiner  Kalkschutt,  der  nach  oben  in  gröberes 
Blockwerk  von  Wettersteinkalk  übergeht.  Dieser  feinere  Kalkschutt  und 
das  gröbere  Blockwerk  sind  die  Ablagerung  des  Giesbachgletschers, 
welche  sich  über  den  nordöstlichen  Teil  der  Mieminger  Terrasse, 
den  Zimmerberg,  bis  zum  Tal  des  Pulet  und  stellenweise  sogar  noch 
jenseits  ausbreitet.  Der  darunter  befindliche  Grundmoränenrest  ist 
sichtlich  in  einer  Furche  der  Schotter  eingelagert  worden  und  die 
Wechsellagerung  mit  demselben  durch  gleichzeitige  Wasserwirkung  zu 


Fig.  7. 


626 


erklären.  Bemerkenswert  ist  auch  die  Erscheinung,  daß  hoch  über 
der  Mieminger  Terrasse  und  über  dem  Schuttfelde  des  Zimmerberges 
längs  des  Weges,  welcher  von  Wildermieming  zu  den  Straßberger 
Mähdern  leitet,  Reste  von  gutgearbeiteter  Grundmoräne  mit  zentral- 
alpinen Geschieben  erhalten  sind.  Folgen  wir  dem  Giesbache  aufwärts, 
so  gelangen  wir  ins  sogenannte  „Alpeltal",  in  welchem  wir  zwei  lange 
Seitenmoränen  beobachten  können,  die  an  beiden  Seiten  des  Baches 
talab  ziehen.  Auf  einer  derselben  steht  auch  die  „Alpelhütte"  der 
Sektion  München  des  D.  u.  Ö.  A.-V.  Der  diesen  mächtigen  Moränen- 
wällen zugehörige  Gletscher  breitete  indessen  seine  Ablagerungen 
nicht  bloß  auf  der  Westseite  des  Giesbaches,  sondern  auch  auf  seiner 
Ostseite  aus.  Durch  die  tiefe  Furche  dieses  Baches  wird  nämlich  von 
der  Mieminger  Terrasse  ihre  Fortsetzung  gegen  Osten,  die  kleine 
Terrasse  von  St.  Veit  und  des  Emat  Bödele,  abgetrennt. 

Diese  Abtrennung  dürfte  nicht  sehr  alt  sein,  da  sich  genau 
gegenüber  der  Mündung  des  Pulettales  als  Fortsetzung  das  in  gleichem 
Sinne  geneigte  Trockental  von  Hinterberg  einstellt,  welches  die  höhere 
Terrasse  von  St.  Veit  von  der  tieferen  des  Emat  Bödele  scheidet. 
Die  Mündung  des  Pulettales  trifft  bei  700  m  den  Boden  des  Giesbaches, 


104  Dr.  0.  Ampferer.  [14] 

die  breite  Mulde  des  Tales  von  Hinterberg  setzt  jenseits  in  760  m 
Höhe  ein  und  senkt  sich  sehr  allmählich  bis  zum  riesigen  Schuttkegel 
der  Erzbergklamm,  der  seine  Öffnung  schräg  abschneidet.  Da  die 
beiden  einander  ergänzenden  Stücke  der  Trockentäler  fast  senkrecht 
auf  die  Richtung  des  Giesbaches  streichen,  kann  man  kaum  annehmen, 
daß  derselbe  das  Stücktal  von  Hinterberg  angelegt  habe.  Daher  bleibt 
am  wahrscheinlichsten  die  Annahme,  daß  darin  eine  Fortsetzung  des 
Pulettales  zu  erblicken  ist.  Da  nun  aber  der  Beginn  des  Hinterberg- 
tales um  ungefähr  60  m  höher  liegt,  muß  zur  Zeit,  als  der  Giesbach 
diesen  Talzug  entzweischnitt,  die  Stelle  der  jetzigen  Mündung  der 
Puletrinne  um  mehr  als  60  m  höher  gewesen  sein.  Der  Talzug  des 
Pulet — Hinterbergtales  wäre  somit  der  ältere,  den  der  fast  senkrecht 
einmündende  Giesbach  durchbrach  und  so  den  östlichen  Teil  desselben 
außer  Gebrauch  setzte.  Seit  diesem  Durchbruche  haben  sowohl  der 
Giesbach  als  auch  jener  des  Pulet  ihre  Sohlen  an  der  Vereinigungs- 
stelle um  60  m  erniedrigt.  Weil  höchstwahrscheinlich  durch  die 
gewaltige  Aufschüttung  des  Giesbachgletschers  der  ältere  Bachlauf 
verstopft  und  verteilt  wurde,  kann  man  die  ganze  Einschneidung  dieses 
Baches,  soweit  sie  unter  das  Niveau  des  jungglazialen  Schuttfeldes 
fällt,  als  seit  dem  Gschnitzstadium  vollbracht  ansehen. 

Die  Terrasse  von  St.  Veit  ist  an  der  Oberfläche  mit  mächtigem, 
kalkalpinem,  eckigem  Schutt  übergössen,  der  in  der  Nähe  letzterer 
Ortschaft  sich  zu  Wällen  formt.  Eine  ununterbrochene  mächtige 
Schuttablagerung  (fast  ausschließlich  aus  Wettersteinkalk)  zieht  sich 
bis  gegen  die  Straßberger  Mähder  hinein.  Durch  gewaltige  Runsen 
werden  von  den  Gehängen  der  Hohen  Munde  außerdem  stete,  große 
Mengen  von  Schutt  in  die  Giesbachklamm  hinabgeschoben. 

Auch  hier  treffen  wir  an  den  Hauptdolomithängen  hoch  über  der 
Terrasse  kleine  Reste  von  stark  bearbeiteter  Grundmoräne.  Unter 
gröberem  Kalkschutte  liegt  feinerer,  der  besonders  oberhalb  von  den 
Felsrändern  der  Schlucht  des  Giesbaches  den  Charakter  schwach 
bearbeiteter,  hellweißlicher  Grundmoräne  zeigt.  Tiefer  streichen 
die  geschichteten  Schotter  und  Sande  durch,  unter  welchen  längs 
dem  Fußrande  des  Emat  Bödele  Reste  von  Grundmoräne  Vorschauen. 
Der  Körper  des  Emat  Bödele  besteht  aus  größtenteils  horizontal 
geschichteten  Schottern  und  Sauden,  welche  aber  auch  schräg  ein- 
fallende Lagen  umschließen.  An  seiner  Oberfläche  verrät  sich  eine 
schwache  Decke  von  Grundmoräne. 

Im  Osten  durchbricht  der  gewaltige  Schuttkegel  der  Erzberg- 
klamm Terrassen  und  Trockental.  Östlich  von  diesem  weiten,  regel- 
mäßig gebauten  Schuttkegel  begegnen  wir  noch  den  kleinen  Terrassen- 
resten von  Birkeuberg  und  Brand,  welche  aus  horizontal  geschichteten 
Schottern  und  Sauden  erbaut  sind.  Beide  erreichen  nicht  mehr  als 
8C0  m  Höhe.  Höher  oben  treffen  wir  sowohl  an  den  Gehängen  des 
Birkenkopfes  als  auch  an  denen  des  Buchener  Berges  nur  Reste  von 
Grundmoränen.  Der  bedeutendste  Aufschluß  von  sehr  stark  bearbeiteter 
Grundmoräne  findet  sich  nordwestlich  von  Birkeuberg  am  Abhang  des 
Birkenkopfes  gegen  den  Schuttkegel  der  Erzbergklamm.  Vom  Klamm- 
eingang abwärts  überziehen  hier  größere  Massen  typischer  Grund- 
moräne  mit   zentralalpinen    Geschieben   die   unteren    Felshänge   und 


M51  Studien  über  die  Inntalterrassen.  105 

lagern  sich  dann  nordwärts  vom  Fahrweg  nach  Birkenberg  über  die 
geschichteten  Schotter  (bei  740  m  Höhe).  Auch  an  der  Ostseite  des 
Birkenkopfes  steigen  die  Grundmoränen  bis  zur  Schotterterrasse 
herab,  die  westlich  von  Birkenberg  Mehlsande  enthält.  Der  letzte 
Rest  von  geschichteten  Schottern  bildet  die  kleine  Terrasse  von 
Brand,  welche  schon  östlich  von  dem  Kochentale  sich  aufbaut.  Weiter 
abwärts  finden  wir  die  nächsten  Ablagerungen  geschichteter  Schotter 
erst  an  der  Terrasse  nördlich  von  Innsbruck.  Das  ganze  lange  Fels- 
gehänge weist  bis  dorthin  nur  Reste  von  sehr  gut  entwickelten  Grund- 
moränen auf. 

Bevor  wir  den  Abschluß  der  großen  Mieminger  Terrasse  mit 
ihren  kleinen  östlichen  Fortsetzungen  untersuchen  können,  muß  noch 
der  lange  P'elsrücken  zur  Beschreibung  gelangen,  der  von  Motz  bis 
Telfs  den  Südrand  der  Mieminger  Terrasse  bildet.  Dieser  lange, 
flache  Kamm  erhebt  sich  von  Motz  zum  Locherboden,  steigt  dann 
zum  Saßberg  empor,  wird  darauf  bei  Mühlried  vom  Lehnbach  (im 
Oberlauf  Städtlbach  genannt)  in  steiler  Klamm  durchbrochen  und 
schwingt  sich  zum  breiten  Achberg  1033  m  auf,  dessen  absinkende 
Ausläufer  sich  bis  zu  den  Häusern  von  Telfs  hinziehen.  Im  ganzen 
Verlauf  tritt  der  Hauptdolomit  seines  Körpers  meistens  nackt  zutage 
und  seine  Oberfläche  zeigt  an  vielen  Stellen  mächtige  Furchen, 
welche  meist  parallel  mit  dem  Inntale  hinstreben.  Besonders  deut- 
liche stellen  sich  am  Saßberg,  bei  Mühlried  und  am  Ostabfall  des 
Achberges  ein.  Am  großartigsten  ist  diese  eigentümliche  Ober- 
flächengestaltung am  Ostende  des  Kammes  in  der  Umgebung  von 
St.  Moriz  zur  Entfaltung  gekommen.  Der  anfangs  steil,  dann  flacher 
absinkende,  sehr  breite  Felsrücken  spaltet  sich  in  mehrere  lang  hin- 
ziehende schmälere  Rücken,  welche  durch  breite  Felswannen  von- 
einander geschieden  werden.  Die  zwei  nördlichen  Felsfinger  reichen 
bis  an  die  Häuser  von  Telfs,  zwei  südlichere  tauchen  schon  früher 
in  die  Schuttebene  des  Inntales,  der  kürzeste,  südlichste  bildet  über- 
haupt nur  eine  vorspringende  Kante.  Die  breiten,  flachen  FeJswannen 
dazwischen  sind  10 — 20  m  tief  eingegraben  und  ihre  Felssohlen  ver- 
schwinden rascher  in  der  Innebene,  so  daß  die  Rücken  wie  Riffe 
vorragen.  Auf  den  Abhängen  des  südlichen  Felsrückens  gelang  es, 
durch  Abheben  der  Grasdecke  ziemlich  deutliche  Gletscherschliffe 
zu  entdecken.  Auf  dem  nördlichsten  Rücken  sind  schlecht  erhaltene 
geglättete  Flächen  in  größerem  Umfang  zu  sehen.  Auf  diesem  letzt- 
genannten Rücken  ist  östlich  vom  Mörderloch  ein  großer  Rest  von 
sehr  gut  entwickelter  Grundmoräne  erhalten,  der  einerseits  unmittelbar 
dem  Felsgrunde  aufsitzt,  anderseits  am  Abfall  gegen  die  Poststraße 
horizontal  geschichtete  Mehlsande  übergreift,  unter  denen  feinblättriger 
Bänderton  erschlossen  ist.  Hier  steigt  die  Grundmoräne  bis  670  m 
herab.  Gegen  Westen  verliert  sich  die  Grundmoränendecke  bald, 
dagegen  finden  wir  auf  den  Höhen  im  Norden  des  Achberges  nicht 
selten  kleine  Reste  von  Grundmoräne,  vermengt  mit  den  geschichteten 
Schottern.  Solche  Aufschlüsse  sind  besonders  in  der  Umgebung  der 
Buchwiese  zu  sehen.  Ganz  in  der  Talfläche  tritt  Grundmoräne  am 
Wege  von  Telfs  nach  der  Häusergruppe  Emat  zutage. 

Der   Abschluß   der   Mieminger   Terrasse   im   Osten  kann    nicht 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Keiclisanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (0.  Ampferer.)         14 


106  Dr.  0.  Ampferer.  [16] 

durch  Seitenerosion  des  Inns  erfolgt  sein,  da  aus  den  wilden  Schluchten 
des  Giesbaches,  der  Erzbergklamm  und  des  Kochentales  riesige  Schutt- 
kegel vorgeschoben  werden,  welche  den  Fluß  ganz  an  die  Südseite 
des  Tales  drücken.  Erst  ziemlich  unterhalb  der  Terrasse  von  Brand 
drängt  sich  der  Inn  an  die  nördliche  Felsflanke.  Wir  haben  bei  der 
Beschreibung  der  Mieminger  Terrasse  erkannt,  daß  die  Grund- 
moränendecke von  Westen  nach  Osten  immer  tiefer  sich  senkt.  Am 
Westrand  der  Terrasse  sehen  wir  die  obere  Grenze  der  geschichteten 
Ablagerungen  in  über  1000  m  Höhe,  bei  Schloß  Klamm  nur  mehr  in 
870  m,  östlich  vom  Mörderloch  überlagert  die  Grundmoräne  in  670  m 
Höhe  Mehlsande  und  Bänderton.  Die  gewaltige  Abschrägung  der 
Schotter  und  Sandschichten  durch  Grundmoränen  in  der  Richtung 
von  Schloß  Klamm  gegen  Motz  ist  schon  erwähnt  worden.  Im  Ver- 
gleich zu  der  Abschrägung,  welche  bei  einer  Entfernung  von  2  hm 
ein  Gefälle  von  200  m  aufweist,  ist  jene  in  der  Richtung  von  Wxest 
nach  Ost  unbedeutend,  da  hier  erst  auf  13  km  330  m  Gefälle  kommen. 
Allerdings  ist  dieser  Abfall  in  Wirklichkeit  stellenweise  beträchtlich 
größer,  da  zwischen  steileres  Fallen  am  West-  und  Ostrande  eine 
sehr   flache   Mittelzone    eingeschaltet    ist.     Wie    die   Aufschlüsse    im 

Fig.  8. 


626 


Westen  des  Giesbaches  beweisen,  liegt  auch  hier  die  Grundmoräne 
im  Norden  höher  (780  m)  als  im  Süden  (670  m).  Am  Emat  Bödele 
finden  sich  Reste  derselben  in  Höhenlagen  von  700—780  m.  Bei 
Birkenberg  gehen  die  Grundmoränen  bei  740  m  über  die  Schotter 
herab.  Trotzdem  nördlich  von  Telfs  die  große  Terrasse  durch  die 
Schluchten  des  Giesbaches,  der  Erzbergklamm  und  des  Kochentales 
in  bedeutendem  Maße  durchbrochen  und  eingeschränkt  ist,  erkennt 
man  aus  der  Verteilung  der  Reste  der  Grundmoränendecke  doch 
sicher  die  glaziale  Abschrägung  der  geschichteten  Ablagerungen. 
Die  Reste  von  Grundmoränen,  welche  in  der  Umgebung  der  Ort- 
schaft Emat  am  Fuße  der  geschichteten  Schotter  auftreten,  gehören 
wahrscheinlich  einer  älteren  Vergletscherung  an. 

Neben  dem  allgemeinen  Niederstreben  der  deckenden  Grund- 
moränen bildet  die  Felsfurchenlandschaft  von  St.  Moriz  (Fig.  8)  den 
besten  Beweis  für  den  glazialen  Abschluß  der  Terrasse.  Ausgehend  von 
den  Abhängen  des  Achberges,  strecken  sich  die  Felsrücken  wie  Finger 
einer  Hand  in  schwach  nordöstlicher  Richtung  gegen  Telfs  und 
tauchen  dabei  in  die  Schuttebene  des  Inntales.  Solche  Formen  können 
unmöglich  durch  die  Erosion  eines  Flusses  geschaffen  werden,  dafür 
ist   auch  ihr   Abstieg  vom   Achberggehänge   ein  viel   zu  steiler.  Auf 


["171  Studien  über  die  Inntalterrassen.  107 

dem  nördlichsten  Rücken  ist  zudem  die  Grundmoränendecke  umfang- 
reich neben  Gletscherschliffen  erhalten.  Die  Art,  wie  die  Wannen 
und  Rücken  dieser  Landschaft  in  die  Schuttebene  hinabtauchen, 
beweist,  daß  hier  das  Eis  in  der  Gegend  von  Telfs  den  Felsgrund 
bis  unter  die  heutige  Innebene  hinab  auszuhobeln  vermochte.  Hatte 
der  Inn  die  Abtragung  der  Mieminger  Terrasse  im  Osten  bewirkt, 
so  wäre  das  kaum  denkbar  ohne  Zerstörung  dieser  eigentümlichen, 
mit  Grundmoränen  und  Schliffen  engverbundenen  Felsformen,  welche 
ja  zwischen  ihm  und  den  Terrassenresten  sich  hinziehen.  Es  ist  nicht 
unwahrscheinlich,  daß  das  Becken  von  Telfs  eine  vom  Inn  teilweise 
zugeschüttete,  größere  glaziale  Felswanne  darstellt,  welche  sich  un- 
mittelbar an  die  Felsfurchen  von  St.  Moriz  anschließt,  deren  Zwischen- 
wannen sich  ja  gegen  Osten  verbreitern. 

Das  Inntalgehänge  zwischen  Telfs  und  Kranebitten. 
Die  Hochfläche  Buchen — Mosern — Seefeld. 

Unterhalb  des  Beckens  von  Telfs  treten  in  langer  Erstreckung 
größtenteils  kahle  Felshänge  unmittelbar  an  das  Innbett  heran.  Bis 
gegen  Kranebitten  hinab  fehlen  der  nördlichen  Talflanke  geschichtete 
Ablagerungen  völlig,  was  anscheinend  nicht  verwunderlich  ist,  da  der 
Inn  von  den  Schuttkegeln  der  südlichen  Seitenbäche  kräftig  ans 
Nordgehänge  gelenkt  wird  und  dasselbe  bespült.  Nur  bei  Zirl  kommen 
von  der  Nordseite  der  Schloß-  und  Ehnbach,  welche  mit  ihrem  großen 
vereinigten  Schuttkegel  den  Inn  an  die  Südflanke  weisen. 

Bei  eingehender  Untersuchung  dieser  langen  Felsflanke  kommen 
wir  indessen  zur  Anschauung,  daß  das  völlige  Fehlen  der  geschichteten 
Bändertone,  Sande  und  Schotter,  welche  südlich  des  Inns  hier  überall 
in  großartiger  Weise  erhalten  sind,  nicht  als  Abschwemmung  durch 
den  Inn  erklärt  werden  kann. 

Das  Inntal  beschreibt  unterhalb  von  Telfs  eine  bedeutende 
Drehung  in  seiner  Richtung,  die  aus  einer  nordöstlichen  in  eine  süd- 
östliche übergeht.  Dabei  verläuft  sowohl  der  Talzug  oberhalb  als 
unterhalb  des  scharfen  Umbuges  weithin  in  nahezu  gerader  Richtung. 
Die  Ablenkung  des  oberen  Talzuges  gegen  Süden  beträgt  ungefähr 
50°.  Diese  Ablenkung  betrifft  indessen  nur  die  tiefe  Furche  des 
Inntales,  denn  oberhalb  der  geschlossenen  Talwendung  finden  wir  im 
Gebiete  der  weiten  Einsenkung  von  Seefeld — Leutasch  fast  genau  in 
der  Richtung  des  oberen  Inntallaufes  vier  mächtige  Felsfurchen, 
welche  gleichsam  in  der  Höhe  Fortsetzungen  des  ungebrochenen 
Talstreichens  vorstellen.  Es  sind  dies  die  doppelte  Furche  von  Buchen, 
die  Talung  von  Wildmoos,  das  Becken  des  Möserer  Sees  und  die 
breite  Talverbindung  Mosern — Seefeld.  Diese  großangelegten  Fels- 
furchen beginnen  in  einer  Höhe  von  1000 — 1200  m,  steigen  dann 
eine  kurze  Strecke  an,  um  bald  jenseits  sich  abzusenken.  Nur  das 
Felsbecken,  in  dem  der  kleine  Möserer  See  liegt,  verschwindet  nach 
kurzem,  ziemlich  steilem  Anstiege.  Wenn  wir  das  allgemeine  Streichen 
des  aus  Hauptdolomit  aufgebauten  Grundgebirges  beachten  (ungefähr 
ostwestlich),  so  erkennen  wir,  daß  diese  Täler  in  spitzem  Winkel 
diese  Richtung  kreuzen. 

14* 


108  Dr.  0.  Ampferer.  [18] 

Daß  sich  seit  der  letzten  Vergletscherung  weder  die  Formen 
des  Talgehänges  zwischen  Telfs  und  Kranebitten,  noch  auch  die  der 
großen  Felsfurchen  der  Einsenkung  von  Seefeld — Leutasch  im  wesent- 
lichen verändert  haben,  beweisen  zahlreiche  Reste  von  Grundmoränen, 
welche  noch  jetzt  darüber  verteilt  liegen. 

Die  kleine  Terrasse  von  Brand  an  der  Ostseite  des  Kochen- 
tales besteht  noch  aus  geschichteten,  meist  zentralalpinen  Geschieben. 
Auf  den  Felshängen  darüber  treffen  wir  erst  nördlich  von  Buchen 
größere  Anhäufungen  von  gut  entwickelter  Grundmoräne.  Weiter 
abwärts  weist  am  Nordgehänge  des  Inntales  die  kleine  Felsstufe  von 
Bairbach  nur  eine  dünne  Decke  von  Grundmoränen  auf,  an  der  auch 
am  Gehänge  gegen  Ober-Pettneu  mehrfach  kleine  Reste  anstehen. 
Einer  größeren  Anhäufung  von  ausgezeichnet  entwickelter  Grund- 
moräne begegnen  wir  knapp  nördlich  der  Häuser  von  Ober-Pettneu, 
welche  hier  einen  einspringenden  Winkel  des  Felsgehänges  ausfüllt 
und  bis  630  m  herabzieht.  Bei  den  untersten  Häusern  von  Unter- 
Pettneu  setzt  wieder  hinter  einem  Felsvorsprunge  eine  große  Lage 
typischer  reiner  Grundmoräne  ein,  welche  längs  einer  schräg  gegen 
Osten  aufsteigenden  Felsstufe  über  Leiblfing  ins  Tal  des  Niederbaches 
hinaufsteigt.  Diese  Felsstufe  beginnt  hinter  dem  kleinen  Felshügel, 
welchen  die  Kirche  von  Leiblfing  krönt  und  sie  erhebt  sich  in 
flachem  Anstieg  bis  zu  dem  Felskopfe  oberhalb  von  Dirschenbach. 
Von  dort  senkt  sie  sich  zum  Niederbach  und  strebt  jenseits  desselben 
steil  zu  jenem  Sattel  empor,  welcher  die  breite  Felswanne  von 
Leithen  nach  Westen  zu  öffnet.  Diese  Felswanne  selbst,  welche 
hinter  dem  Buchwieselkopfe  parallel  mit  dem  Inntale  hin  streicht,  hebt 
sich  allmählich  gegen  Osten,  bis  sie  östlich  an  der  Ortschaft  Leithen 
das  Gefälle  ändert  und  nun  gegen  die  Schloßbergklamm  absinkt,  von 
der  sie  quer  abgeschnitten  wird.  Jenseits  dieser  Klamm  setzt  sich 
nördlich  von  Zirl  ebenfalls  wieder  eine  Felsterrasse  fort,  die  durch 
die  tiefe  Ehnbachklamm  nur  durchschnitten,  nicht  aber  begrenzt 
wird.  Ihre  Fortsetzung  wäre  in  der  breiten  Mulde  zu  suchen,  welche 
nördlich  vom  Höhenberg  zu  den  Zirler  Mähdern  emporführt.  Die 
Zusammengehörigkeit  dieser  durch  zwei  tiefe  Schluchten  getrennten 
Felsstufen  ist  jedoch  nicht  sicher  zu  erweisen. 

Nur  der  erste  Teil  dieser  Felsstufenfolge  ist  bis  über  den 
Niederbach  hinaus  mit  einer  zusammenhängenden  Grundmoränendecke 
überkleidet,  in  welche  der  eben  genannte  Bach  vor  seinem  Absturz 
in  die  Felsklamm  von  Dirschenbach  einen  großen  Aufriß  eingefressen 
hat.  Die  Felswanne  von  Leithen  besitzt  nur  im  Osten  eine  mächtige 
Einlage  von  schön  entwickelter  Grundmoräne,  die  Felsstufe  oberhalb 
des  Dorfes  Zirl  ist  dagegen  in  bedeutendem  Maße  von  solchen  Ab- 
lagerungen bedeckt,  welche  am  Weg  zum  Erlsattel  bis  gegen  1200  m 
Höhe  aufstreben. 

Im  tieferen  Inntalgehänge  sind  noch  in  einer  Felsnische  hinter 
Eigenhofen  sowie  längs  des  Felsfußes  vom  Zirler  Kalvarienberg  bis 
Martinsbichl  einzelne  kleinere  Reste  von  Grundmoräne  erhalten.  Schon 
diese  Zusammenstellung  weist  auf  die  merkwürdige  Erscheinung  hin, 
daß  an  der  Nordflanke  dieses  Inntalgebietes  zwar  alle  Spuren  von  ge- 
schichteten Ablagerungen  fehlen,  wogegen  besonders  in  Nischen  und 


[191  Studien  über  die  Inntalterrassen.  109 

auf  Stufen  des  Gehänges  vielfach  sehr  gut  entwickelte,  reine  Grund- 
moränen, manchmal  sogar  in  bedeutenden  Massen,  vorhanden  sind. 
Diese  Reste  von  Grundmoränen  sind  auch  nicht  auf  eine  bestimmte 
Höhenlage  beschränkt,  sie  finden  sich  knapp  über  der  Flußebene  und 
von  dort  aufwärts  bis  über  1200  m. 

Durch  Abschwemmungen  des  Inns  kann  das  Fehlen  der  ge- 
schichteten Ablagerungen,  welche  südlich  des  Flusses  längs  der  ganzen 
Strecke  in  einer  Folge  von  Bänderton,  Mehlsand  und  Schotter  vor- 
liegen, nicht  erklärt  werden.  Es  müßten  doch  ebensogut  auch  Reste 
der  geschichteten  Ablagerungen  noch  erhalten  sein,  da  nicht  einzu- 
sehen ist,  warum  nur  sie  allein  überall  herausgepült  worden  sein 
sollen.  Wären  nach  dem  Rückzuge  der  letzten  Vergletscherung  auch 
längs  der  Nordflanke  dieses  Inntalstückes  die  geschichteten  Ablage- 
rungen noch  vorhanden  gewesen,  so  müßten  doch  die  Grundmoränen 
dieser  Vergletscherung  auf  ihnen  ihren  Platz  gefunden  haben.  Wäre 
dann  die  geschichtete  Unterlage  von  dem  Inn  entfernt  worden,  so  hätte 
damit  notwendig  auch  ihre  Grundmoränendecke  verschwinden  müssen. 
So  könnte  man  die  jetzt  noch  erhaltenen  Grundmoränenreste  vielleicht 
als  einer  älteren  Vergletscherung  angehörig  betrachten  wollen,  die 
schon  ursprünglich  unter  den  geschichteten  Ablagerungen  lagen  und 
nach  deren  Entfernung  wieder  zutage  kamen.  Auch  da  bliebe  es  höchst 
auffallend,  daß  nicht  Reste  der  darauf  gelagerten  geschichteten  Ab- 
lagerungen stellenweise  mit  erhalten  wurden.  Stammen  diese  Grund- 
moränenreste von  der  vorletzten  Vergletscherung,  so  waren  sie  der 
Erosion  einmal  bis  zur  Bedeckung  durch  die  geschichteten  Ablage- 
rungen und  dann  ein  zweitesmal  nach  deren  Ablagerung  preisgegeben. 
Eine  Erhaltung  von  vielen  Grundmoränenresten  einer  älteren  Ver- 
gletscherung auf  so  grof'er  und  steiler  Flanke  ist  jedenfalls  äußerst 
unwahrscheinlich.  Sämtliche  anderen  Reste  von  älteren  Grundmoränen 
sind  nur  an  Orten  erhalten,  wo  sie  durch  überlagernde  Ablagerungen 
geschützt  worden  sind.  Wenn  hier  die  geschichteten  Ablagerungen 
mit  ihrer  Grundmoränendecke  durch  Wassererosion  vollständig  ent- 
fernt wurden,  so  müßten  Reste  einer  älteren  Vergletscherung  noch 
viel  sicherer  abgespült  worden  sein.  Es  ist  weitaus  am  wahrschein- 
lichsten, daß  diese  Grundmoränen  von  der  letzten  Vereisung  abstammen. 
Dann  müßten  aber  vom  Eise  die  geschichteten  Ablagerungen  mindestens 
bis  fast  zur  Tiefe  des  heutigen  Innlaufes  abgetragen  worden  sein,  da 
nur  nach  diesem  Vorgange  die  Grundmoränen  unmittelbar  auf  dem 
nackten  Felsgrunde  zum  Absätze  gelangen  konnten.  Die  schräge  Fels- 
gasse von  Leiblfing  ist  wohl  nur  durch  aufsteigende  Eisströmung  zu 
erklären,  weil  der  Niederbach  bei  dem  sehr  steilen  Abfalle  der  Fels- 
lehne  keine  Ursache  hatte,  von  der  Richtung  des  größten  und  kürzesten 
Falles  abzuweichen  und  quer  an  dem  Felshange  in  auffallend  flacher 
Neigung  mehr  als  2  km  weit  hinzuziehen.  Diese  Felsgasse  ist  ebenso 
wie  die  gleichsinnig,  aber  schwächer  ansteigende  Fels  wanne  von  Leithen 
als  ein  sicheres  Zeichen  der  eigenartigen  Erosion  des  Eises  zu  be- 
trachten. Auch  die  Felsterrasse  oberhalb  von  Zirl,  welche  in  etwas 
über  800  m  Höhe  beginnt  und  nur  von  großen  Massen  schön  ausge- 
bildeter Grundmoränen  sowie  von  Gehängeschutt  bedeckt  ist,    dürfte 


HO  Dr.  0.  Ampferer.  [20] 

vom  Eise  geschaffen  worden  sein.  Unter  der  Grundmoränendecke  zeigt 
der  Fels  mehrfach  noch  gut  erhaltene  Gletscherschliffe. 

Östlich  von  Zirl  tritt  steilstehende  ältere  Trias,  Wetterstein- 
kalk, Partnachschichten  und  Muschelkalk  an  das  Inntal  heran,  wobei 
der  Wettersteinkalk  über  den  überkippten  älteren  Schichtgliedern  in 
gewaltigen  Felswänden  aufragt.  Bis  Martinsbichl  finden  wir  am  Fuße 
der  Steilwände  Spuren  von  Grundmoränen.  Weiter  abwärts  überwiegt 
mit  dem  Hochstreben  der  Felswände  der  aus  ihren  Schichten  ab- 
stürzende frische  Schutt,  welcher  bis  gegen  Kranebitten  den  unteren 
Teil  der  Gehänge  beherrscht.  Nur  östlich  des  Mailbrünndl  (Quelle  bei 
Punkt  588)  finden  wir  knapp  über  dem  Spiegel  des  Inns  reichliche 
Quellen,  welche  aus  dem  Gehängeschutt  über  einer  Grundlage  von 
festem,  kalkigem  Lehm  hervorquellen. 

Nachdem  wir  nun  die  untere  lange  Talwandung  besprochen  haben, 
müssen  wir  noch  die  eigentümlichen  Talzüge  genauer  betrachten,  welche 
über  derselben  einsetzen  und  die  Einsenkung  von  Seefeld — Leutasch 
durchziehen.  Während  der  tiefe  Taltrog  des  Inntales  unterhalb  Telfs 
um  50°  gegen  Süden  abbiegt,  sehen  wir  über  der  nördlichen  Tal- 
wandung die  schon  erwähnten  Felsfurchen  in  der  ungebrochenen 
Richtung  gegen  Nordosten  fortstreben.  Von  den  vier  schon  erwähnten 
Furchen  sind  die  von  Wildmoos  und  jene  von  Mosern — Seefeld  nicht 
bloß  die  größten,  sondern  auch  die  eigenartigsten. 

Der  Talzug  von  Wildmoos  beginnt  in  etwa  1200  m  Höhe  ober- 
halb von  Bairbach  mit  einer  doppelten  Felsfurche,  welche  von  Resten 
sehr  stark  bearbeiteter  Grundmoräne  besezt  ist.  Die  Verdopplung  der 
großen  ansteigenden  Felsfurche  zieht  sich  bis  zum  ersten  großen 
Becken  hin,  an  welchem  das  Jagdhaus  Wildmoos  erbaut  ist.  Der  die 
beiden  Felsrinnen  scheidende  Rücken  besteht  aus  einer  Anzahl  von 
flach  auf-  und  abschwellenden  Felshöhen.  Kurz  vor  dem  Becken 
mit  dem  Jagdhause  erheben  sich  die  beiden  Flächen  zu  einem 
flachen  Sattel,  der  sie  über  eine  Erniedrigung  ihres  Scheidekammes 
hinweg  verbindet.  Dann  senkt  sich  die  südliche  Rinne,  indem  sie  sich 
zugleich  kräftig  verbreitert  und  bildet  so  die  Felswanne  des  Wild- 
mooser  Beckens,  welche  zeitweilig  von  einer  Wasseransammlung  gefüllt 
wird.  Die  nördliche  Felsfurche  vereinigt  sich  mit  dem  großen  Becken, 
nachdem  der  Scheidekamm  verschwunden  ist.  Jenseits  des  Beckens 
mit  dem  Jagdhause  verschmälert  sich  die  nunmehr  einfache  Felsfurche 
und  steigt  dabei  wieder  an.  Auf  dieser  ansteigenden  Strecke  hat  die 
neuangelegte  Straße  typische  Grundmoräne  angeschnitten.  Nach  Über- 
schreitung eines  schmalen  Sattels  senkt  und  verbreitert  sich  die  Furche 
zu  dem  weiten  Becken,  an  welchem  die  Wildmoosalpe  steht.  Dieses 
Becken  ist  noch  größer  als  das  erste  und  seine  Felswanne  ist  von 
Torfablagerungen  erfüllt,  die  auch  abgebaut  werden.  Dieses  Becken 
bildet  die  Ausstrahlungsstelle  von  drei  Felsfurchen,  welche  jenseits 
seiner  Felsumwallung  mit  steilerem  Abfall  einsetzen. 

Der  nördlichste  Ast  der  Verzweigung  ist  das  Kellental,  welches 
nach  längerer,  engerer  Strecke  sich  zu  einem  Felsbecken  erweitert. 
Schon  die  Flanken  dieses  Beckens  sind  mit  bedeutenden  Massen 
von  Grundmoränen  bekleidet,  was  noch  mehr  von  dem  folgenden 
sehr   langgestreckten  Becken   gilt,   in  welches   das  erstere  mit  einer 


["21]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  111 

verengten  Steilstufe  absinkt.  Dieses  zweite  Becken  wird  an  der  Straße, 
welche  von  Seefeld  nach  Leutasch  führt,  auf  einem  Damm  durchquert. 
Schon  in  diesem  Becken  und  noch  mehr  im  weiteren  Verlaufe  des 
Talzuges  macht  sich  der  verändernde  Einfluß  von  rinnendem  Wasser 
bemerkbar. 

In  der  Gegend,  wo  die  Leutascher  Straße  unseren  Talzug  kreuzt, 
überziehen  mächtige  Massen  von  stark  bearbeiteter  Grundmoräne  die 
niedrigen  Sattelhöhen  zu  beiden  Seiten  und  stellen  so  zwischen  der 
Talweitung  von  Leutasch  bis  in  die  Nähe  von  Seefeld  eine  zusammen- 
hängende Grundmoränendecke  her. 

Der  mittlere,  von  der  Wanne  der  Wildmoosalpe  ausgehende 
Tallauf  vereinigt  sich  bald  mit  dem  südlichen,  welcher  von  dem 
Klammbache  benützt  wird.  In  beiden  Talläufen  finden  sich  reichliche 
Einlagerungen  von  Grundmoränen,  aus  deren  Lage  man  den  geringen 
Betracht  der  nacheiszeitlichen  Wassererosion  ersieht.  Dieser  Talzug 
mündet  nach  ziemlich  kurzem  Lauf  in  das  von  Seefeld  nach  Scharnitz 
ziehende  Tal,  welches  eine  Fortsetzung  der  Felsfurche  von  Mosern 
darstellt.  Außer  diesen  weit  verfolgbaren  Talzügen,  welche  an  die 
Wanne  der  Wildmoosalpe  geknüpft  sind,  besitzt  dieselbe  noch  eine 
gerade  Fortsetzung,  indem  sich  ihre  Felsfurche  jenseits  eines  sehr 
flachen  Sattels  jäh  mit  mehreren  Binnen  in  ein  sehr  weites  Becken 
absenkt,  das  in  der  Mitte  von  der  Leutascher  Straße  durchzogen  wird. 
Der  südliche,  sumpfige  Teil  wird  jetzt  vom  Achermoosbach  entwässert, 
welcher  in  den  Klammbach  mündet.  Bedeutende  Massen  von  Grund- 
moränen überziehen  die  weite  Einbuchtung,  welche  aus  mehreren  mit- 
einander verschmolzenen  Wannen  besteht.  Bei  Punkt  1252  übersteigt 
die  Straße  einen  von  Grundmoränen  gebildeten  Sattel.  Östlich  davon 
ist  in  einer  Grube  horizontal  geschichteter,  nicht  abgerollter  Schutt 
erschlossen,  der  größtenteils  aus  Hauptdolomit  besteht,  aber  auch 
zentralalpine  Geschiebe  enthält.  Es  ist  diese  Einlage  wohl  als  eine 
von  den  Schmelzwassern  der  rückziehenden  Vereisung  umgelagerte 
Grundmoräne  anzusehen. 

Die  große  Furche,  welche  Mosern  und  Seefeld  verbindet,  setzt 
in  der  Umgebung  des  ersteren  Ortes  bei  1200  m  Höhe  mit  mehreren 
flachen  Felsfurchen  ein,  welche  gegen  einen  Sattel  (1240  m)  aufstreben, 
der  durch  einen  Felsbuckel  geteilt  wird.  In  diesen  aufsteigenden  Fels- 
rinnen sind  mehrfach  Grundmoränenresle  sowie  östlich  von  Mosern 
schlechterhaltene  Gletscherschliffe  vorhanden.  Jenseits  des  gedoppelten 
Sattels  sinkt  die  nunmehr  einheitliche  Furche  etwas  ab  und  verbreitert 
sich  dabei  zu  einer  großen  Wanne,  welche  mit  Torfablagerungen  aus- 
gefüllt ist.  Aufragende  Felshügel  bilden  im  Nordosten  eine  Schwelle, 
welche  ein  kleiner  Bach  in  schmalem  Einriß  durchschneidet.  Diese 
Felsschwelle  sinkt  rasch  in  ein  tieferes,  noch  viel  breiteres  und  viel 
längeres  Becken  ab,  das  bis  in  die  Gegend  des  Seefelder  Seekirchls 
sich  ausdehnt.  Große  Grundmoränenmassen  bekleiden  die  Stufe  zwischen 
den  beiden  Becken,  besonders  an  den  beiden  Seiten.  Durch  einen 
künstlich  angelegten  Querdamm  wurde  in  früherer  Zeit  das  Becken  in 
einen  See  verwandelt.  Möglicherweise  sind  die  kleinen  Schutterrassen 
im  östlichen  Abschnitte  des  Beckens  Andeutungen  von  einer  Verlandung 
dieses  künstlichen  Sees  durch  Einschüttungen  des  Raabaches.  In  der 


J12  Dr.  0." Ampferer.  "  [22] 

Gegend  des  Seekirchls  engen  von  beiden  Seiten  abgerundete  Fels- 
hügel das  Becken  ein,  das  jedoch  nach  kurzer,  von  Grundmoräne  be- 
gleiteter Enge  sich  zu  dem  noch  größeren  von  Seefeld  öffnet.  Das- 
selbe ist  keine  einfache  Wanne  mehr,  da  sich  von  Süden  her  ein 
zweites  Felsbecken  ausdehnt,  das  in  der  Gegend  des  Dorfes  Seefeld 
mit  jenem  ersteren  zusammenwächst.  Leider  sind  hier  durch  den  großen 
Schuttkegel  des  Hagelbaches  vielfach  die  charakteristischen  Züge  des 
großen  vereinigten  Felsbeckens  verdeckt,  da  er  nahezu  4/5  von  dessen 
Oberfläche  verschüttet  hat.  Der  aus  der  Vereinigung  des  Hagelbaches 
und  des  Raabaches  gebildete  Seebach  hat  außerdem  in  die  Fels- 
schwelle, welche  das  Seefelder  Becken  im  Norden  umschließt,  eine 
tiefe  Schlucht  hineingefügt.  Trotzdem  ist  der  Charakter  der  durch 
die  Eiserosion  geschaffenen  Formen  ein  unverkennbarer.  Der  breite 
Felswall,  der  das  Becken  gegen  Norden  umfaßt,  zeigt  ausgezeichnete 
gerundete  Buckel  mit  Furchen  dazwischen,  welche  gegen  Nordosten 
weisen.  Wo  der  Seebach  seine  schmale  Schlucht  einzugraben  beginnt, 
streben  eine  Anzahl  von  Felshöckern  empor,  welche  anzeigen,  daß  der 
Boden  der  Felswanne  sich  dort  seiner  Anlage  nach  noch  im  Ansteigen 
befindet.  Erst  beträchtlich  weiter  nördlich  senkt  sich  das  ganze  Fels- 
gehänge, wobei  es,  in  steile  Furchen  zergliedert,  zum  Klamm-  und  zum 
Seebach  abfällt.  Besonders  an  der  östlichen  Seite  ist  diese  Felsstufe 
von  reichlichen  Massen  gut  entwickelter  Grundmoräne  begleitet^  welche 
schöne  Aufschlüsse  längs  der  Straße  nach  Scharnitz  ergibt. 

Nordwestlich  von  Seefeld  ist  dem  WTannenzuge,  der  von  Mosern 
herüberstreicht,  noch  eine  kleine  seitliche  Felswanne  angegliedert, 
deren  Becken  von  Torf  ausgefüllt  ist. 

Die  mächtige  Fels  wanne,  welche  sich  vom  Seefelder  Sattel  gegen 
Norden  absenkt,  wird  gegenwärtig  noch  zum  Teil  vom  Wildsee  ein- 
genommen, welcher  vom  Schuttkegel  des  Hagelbaches  aufgedämmt 
und  von  dessen  Wasser  gespeist  wird.  Nur  an  der  vom  Schuttkegel 
freien  West-  und  Südseite  der  Felswanne  treten  die  flachen,  ge- 
glätteten Buckel  aus  Hauptdolomit  zutage.  Auf  der  Südseite  bilden 
dieselben,  stellenweise  überdeckt  von  Grundmoränen,  die  Unterlage  des 
Sattels.  Entlang  dem  Tale  des  Mühlbaches  (im  U.nterlauf-Niederbach) 
ziehen  von  ihm  die  Grundmoränen  in  bedeutenden  zusammenhängenden 
Massen  auf  beiden  Talhängen  gegen  das  Inntal  abwärts.  Am  westlichen 
Ufer  enden  dieselben  mit  der  großenteils  von  ihnen  erbauten  Terrasse 
von  Mühlberg,  auf  der  östlichen  Talseite  ziehen  sie  bis  unterhalb  von 
Reith  hinab  und  kommen  hier  der  Grundmoränendecke,  welche  über 
die  Felsgasse  von  Leiblfing  aus  dem  Inntale  heraufsteigt,  so  nahe,  daß 
ihr  ursprünglicher  Zusammenhang  sicher  anzunehmen  ist. 

Im  Grunde  dieselben  in  Fels  gegrabenen  Formen  sehen  wir  auch 
in  kleineren  Verhältnissen  am  Möserer  See  und  an  dem  Sattel  von 
Buchen.  Der  Möserer  See  füllt  eine  kleine,  zwischen  Felsköpfen  ein- 
getiefte Wanne  (1292  m)  aus.  Gegen  Nordosten  setzt  sich  dieselbe 
erst  verdoppelt,  dann  einfach  in  ziemlich  steilem  Anstiege  gegen  den 
Punkt  1496  fort,  wo  sie  zwischen  den  Hängen  des  Brunschberges  und 
des  Kirchenwaldes  ausgeht, 

Der  Sattel  von  Buchen  besteht  aus  zwei  nebeneinander  fast  parallel 
verlaufenden  Felsfurchen,  welche  am  Abfalle  gegen  das  Kochental  in 


[23]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  113 

etwas  über  1200  m  Höhe  beginnen.  Sie  streichen  sowohl  mit  dem 
Laufe  des  Inntales  oberhalb  seines  Buges,  als  auch  mit  den  Furchen 
von  Wildmoos,  Möserer  See  und  Mosern  gleichsinnig  gegen  Nordosten. 
Beide  Furchen  steigen  anfangs  an,  bilden  dann  flache  Sättel  und 
spalten  sich  im  Hinabsteigen  gegen  die  Niederung  von  Moos.  Die  nörd- 
liche Furche  biegt  dabei  gegen  Norden  um,  mehrere  aufragende  Fels- 
kuppen stellen  sich  ein,  zwischen  denen  kleine  mit  Moor  und  Torf 
gefüllte  Becken  liegen.  Drei  prägen  sich  besonders  aus,  die  wie 
Stufen  einer  äußerst  flachen  Treppe  im  Süden  des  Weilers  Moos  an- 
geordnet sind. 

Die  südliche  Furche,  längs  welcher  der  Fahrweg  von  Buchen 
nach  Leutasch  führt,  besitzt  östlich  ihres  Sattels  ein  großes,  seitliches, 
von  sumpfigen  W'iesen  bedecktes  Felsbecken,  das  jedoch  stumpf  am 
Abhänge  des  Hochmooskopfes  (1555  m)  endet.  Die  Hauptfurche  lehnt 
sich  mit  steilerem  Abfalle  gegen  die  Niederung  von  Moos  hinab.  Der 
Steilabhang  der  beiden  Buchener  Furchen  gegen  die  eben  genannte 
Niederung  ist  mit  bedeutenden  Massen  kräftig  bearbeiteter  Grund- 
moräne verkleidet.  Diese  Niederung  gehört  schon  zu  der  großen  Tal- 
weitung von  Leutasch,  deren  weitere  Schilderung  uns  hier  allzusehr 
von  dem  Ziele  unserer  Arbeit  ablenken  würde.  Daß  auch  dieses  große 
Talbecken  wesentlich  durch  Eismassen  des  Inntalgletschers  und  solche 
aus  dem  Gaistale  ausgestattet  wurde,  hoffe  ich  bei  anderer  Gelegenheit 
zeigen  zu  können.  Die  Schilderung  der  eigenartigen,  über  der  Tal- 
wandung des  Inntales  eingreifenden  Felsfurchen  konnte  nicht  wegge- 
lassen werden,  weil  ihre  Formung  mit  der  des  Haupttales  aufs  innigste 
verbunden  ist. 

Die  Terrasse  nördlich  von  Innsbruck. 

(Fig.  9  uud  10.) 

Die  Terrasse  im  Norden  von  Innsbruck  beginnt  bei  Kranebitten 
und  endet  zwischen  Thauer  und  Absam.  Längs  dieser  kurzen  Er- 
streckung wird  dieselbe  von  sechs  Quertälern  vollständig  und  von 
mehreren  kleineren  Gräben  unvollständig  zerschnitten.  Der  Aufbau 
der  Terrasse  ist  in  diesem  Gebiete  ein  sehr  verwickelter,  da  sich 
unter  den  geschichteten  Inntalablagerungen  neben  Felsstufen  auch  noch 
Reste  der  interglazialen  Höttinger  Breccie  und  Grundmoränen  älterer 
Vergletscherungen  finden.  Uns  sollen  hier  nur  jene  Erscheinungen  be- 
schäftigen, aus  denen  sich  Schlüsse  auf  die  Umformungen  der  Terrasse 
in  und  nach  der  Zeit  der  letzten  Vergletscherung  gewinnen  lassen. 

Aus  der  tiefen  Kranebitter  Klamm  baut  sich  ein  flacher,  frischer 
Schuttkegel  heraus,  welcher  den  Inn  gegen  Süden  abdrängt.  Dieser 
Schuttkegel  wird  an  seiner  Ostseite  von  einem  gewaltigen  Reste  eines 
älteren  Kegels  überragt,  der  viel  steiler  aufgeschüttet  war  und  weit 
gegen  Osten  sich  ausdehnte.  Aus  diesem  älteren  Schuttkegel  heraus- 
gemodelt sind  die  Eckterrasse  des  Kerschbuchhofes  sowie  die  vier  viel 
kleineren  und  niedrigeren  Hügelkämme,  deren  östlicher  noch  vor 
einigen  Dezennien  als  Hinrichtungsplatz  benützt  wurde  (Galgenbichl 
640  m).  Schon  am  Ostgehänge  der  Kerschbuchhofterrasse  begegnen 
wir  bedeutenden  Auswaschungen  durch  Wassererosion  und  die  folgenden 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  J904,  54.  Band  1.  Heft.  (O.  Ampferer.)  15 


114  Dr.  0.  Ampferer.  [24] 

Hügel  sind  durch  breite,  sehr  steile  Talstücke  voneinander  getrennt. 
Eine  Grundmoränendecke  fehlt  den  Resten  dieses  Schuttkegels,  dessen 
Material  fast  ausschließlich  aus  den  Gesteinen  des  Auffanggebietes 
der  Kranebitter  Klamm  besteht.  Nicht  selten  trifft  man  einzelne  an 
den  Kanten  abgerundete,  oberflächlich  geschrammte  Stücke.  Im  Osten 
lagert  dieser  Kegel  horizontal  geschichteten  Schottern  auf,  welche  in 
schräger,  etwas  gewölbter  Fläche  gegen  den  Ausgang  des  Höttinger- 
tales  anstreben.  Auf  den  ersten  Blick  könnte  man  aus  dieser  Form 
an  einen  großen,  aus  dem  Höttingertale  herausgeschobenen  Schutt- 
kegel denken,  doch  zeigen  zahlreiche  darein  eingetriebene  Schutt- 
gruben meist  ebenschichtige,  stark  gerollte  Schotter  und  Sande,  in 
denen  zentralalpines  Material  weitaus  vorherrscht.  Schon  knapp  ober- 
halb der  Hügelkämme  des  alten  Kranebitter  Kegels  finden  wir  am 
Felsgehänge  vielfach  Reste  von  deutlicher  Grundmoräne.  Dieselbe 
läßt  sich  nun,  nicht  völlig  zusammenhängend,  bis  zum  tiefen  Einschnitt 
des  Höttingertales  verfolgen,  wobei  sie  vorzüglich  die  höheren  Teile 
der  aus  geschichteten  Ablagerungen  erbauten  Terrasse  überzieht.  Der 


Fig.  9   i 

fichselkopF 

Fuchs  eck  ^~^s<smX 


HöttlncferAu  ^^gg"^"     AllerheUigenhöPe 


untere,  flache,  schuttkegelförmige  Teil  der  Terrasse  erhebt  sich  nämlich 
gegen  das  Gehänge  des  Achselkopfes  (Fig.  9)  hin  zu  einer  bedeutend 
höheren  Stufe,  welche  durch  kurze  Quertälchen  in  eine  Reihe  von  Rücken 
aufgelöst  ist.  Auf  diesen  Rücken  und  an  ihrem  geschlossenen  Hinter- 
gelände finden  sich  nun  fast  allenthalben  die  schon  erwähnten  Grund- 
moränen. Dieselben  steigen  im  Zusammenhange  nur  vom  Höttingerbilde 
über  die  Terrasse  des  Planezenhofes  gegen  Hötting  und  längs  einem 
Trockentale  bis  zum  Schlotthofe  (709  m)  herab,  wo  in  den  geschichteten 
Schottern  ein  Lager  von  Bänderton  mit  einer  Mehlsanddecke  einge- 
schaltet ist.  Weiter  westlich  lagern,  von  der  oberen  Grundmoränendecke 
völlig  getrennt,  am  Fuße  der  sieileren  Terrasse  beträchtliche  Massen 
von  Grundmoränen,  die  höchstwahrscheinlich  ursprünglich  ebenfalls  mit 
jener  Decke  in  Verbindung  standen,  welche  die  geschichteten  Ab- 
lagerungen überdeckt.  Dieser  untere  Streifen  von  sehr  gut  entwickelter 
Grundmoräne  beginnt  schon  westlich  von  dem  Schuttgraben  des  Höllen- 
tales und  findet  östlich  von  der  bei  687  m  Höhe  angelegten  Lehm- 
grube (Bänderton,  Mehlsand  und  Schotter)  in  der  Umgebung  der 
Allerheiligenhöfe  seine  größte  Verbreitung.  Hier  bestehen  die  kleinen 


[251  Studien  über  die  Inntalterrassen.  115 

Hügelkämme  ober  der  Fahrstraße  aus  gut  ausgebildeter  Grundmoräne, 
welche  sich  bis  zur  Straße  herabzieht. 

Wenn  wir  die  Erscheinung  beachten,  daß  im  Westen  des  Höttinger- 
tales  die  ganze  Masse  der  geschichteten  Ablagerungen  in  eine  höhere, 
stark  erodierte  und  eine  tiefere,  flach  abgeschrägte  Stufe  gegliedert 
ist  und  daß  sich  auf  beiden  Reste  einer  Grundmoränendecke  befinden, 
so  erscheint  auch  hier  der  Gedanke  an  eine  Umformung  durch  die 
Eiserosion  berechtigt.  Die  Grundmoränenaufschlüsse  reichen  nicht 
unter  650  m  herab.  Der  alte  Schuttkegel  aus  der  Kranebitter  Klamm 
ruht  mit  seinen  östlichen  Ausläufern  auf  der  unteren  Stufe  der  ge- 
schichteten Schotter  und  Sande  und  er  besitzt  keine  Grundmoränen- 
decke. Diese  Beobachtungen  führen  zu  dem  Schlüsse,  daß  in  der 
Gegend  von  Karnebitten  die  geschichteten  Ablagerungen  fast  gänzlich 
entfernt  worden  sind  und  sich  erst  weiter  gegen  Osten  in  ziemlich 
flachem  Anstiege  erheben.  Als  Ursache  für  die  Bildung  des  hohen, 
mächtigen  Schuttkegels  aus  der  Kranebitter  Klamm  kann  man  unge- 
zwungen einen  Lokalgletscher  des  Gschnitzstadiums  annehmen.  Da 
dieser  Schuttkegel  durch  steile  Trockentälchen  ebenso  kräftig  zer- 
schnitten ist  wie  die  östlich  von  ihm  lagernden  geschichteten  Ab- 
lagerungen, so  werden  wir  nicht  weit  fehlen,  wenn  wir  darin  Wirkungen 
der  Schmelzwasser  dieses  und  wahrscheinlich  auch  eines  noch  jüngeren 
Rückzugstadiums  (Daunstadium)  erkennen.  Spuren  dieses  bereits  sehr 
hoch  emporgerückten  Stadiums  finden  wir  nämlich  unterhalb  der  beiden 
Kare  der  Inntalkette  am  Schneekar  und  bei  der  Seegrube.  Nicht 
unerwähnt  will  ich  lassen,  daß  sich  zu  beiden  Seiten  des  unteren 
Höllentalgrabens  in  der  Bergneigung  geschichtete,  verfestigte  Bänke 
aus  wenig  bearbeiteten  Kalken  des  Talgebietes  befinden,  von  denen 
kleine  Reste  noch  hart  über  der  Innebene  anstehen.  Sie  werden  von 
den  geschichteten  Schottern  und  von  den  Grundmoränen  überlagert 
und  besitzen  ein  höheres  Alter. 

Östlich  von  dem  Höttingertale  hat  der  Inn,  durch  den  Schuttkegel 
der  Sill  gedrängt,  das  Gehänge  der  nördlichen  Terrasse  stark  ange- 
griffen und  ihren  Felskern  auf  längere  Strecke  bloßgelegt. 

In  dem  Gebiete  zwischen  Höttingertal  und  Mühlauer  Graben  ist 
daher  der  Abschluß  der  Terrasse  gegen  Süden  durch  die  Angriffe 
des  Inns  völlig  verändert  worden.  Die  Decke  der  Terrasse  bilden 
ausgedehnte  Massen  sehr  gut  entwickelter  Grundmoräne,  welche  im 
westlichen  Abschnitte  unmittelbar  den  geschichteten  Schottern  und 
Sanden,  im  östlichen  hingegen  den  Bänken  der  höher  ansteigenden 
Höttinger  Breccie  auflagern.  An  dem  Hügelgelände  östlich  des  Höttinger- 
tales  kann  man  betrachten,  wie  die  geschichteten  Ablagerungen  an  der 
Grundmoräne  südlich  abfallend  abgeschrägt  werden.  Vom  Gramart- 
boden steigen  sie  zusammenhängend  über  geschichtete  Schotter  und 
Sande  von  etwa  850  m  bis  760  m  herab.  Diese  Angabe  gilt  nur  an- 
nähernd, da  in  diesem  Gebiete  eine  überaus  lebendige  Formung  des 
Geländes  zu  Hügel  und  Tälchen  statthat  und  die  Grundmoränendecke 
ebenfalls  keine  ebene  Unterlage  besitzt.  Überlagert  wird  diese  deutliche, 
an  zentralalpinen  und  gekritzten  Geschieben  reiche  Grundmoräne 
oberhalb  des  Gramartbodens  und  westlich  des  Höttingertales,  in  der 
Umgebung  des  Wallfahrtskirchleins  „Höttingerbild",  von  großen  Massen 

15* 


116  Dr.  0.  Ampferer.  [26] 

vorzüglich  kalkalpinen  Schuttes,  der  vielfach  den  Eindruck  einer  schwach 
bearbeiteten  Grundmoräne  liefert.  Er  läßt  sich  aufwärts  bis  ungefähr 
zur  unteren  Buntsandsteinzone  verfolgen.  Talabwärts  greifen  diese 
Schuttmassen  auf  beiden  Talseiten  breit  aus  und  von  ihrer  unteren 
Grenze  an  stellt  sich  östlich  des  Tales  die  reiche  Hügellandschaft, 
westlich  das  breite  Trockental  ein,  welches  an  der  Höhe  des  Planezen- 
hofes  zum  Schlotthofe  hinableitet. 

In  diesem  Trockentale  ziehen,  wie  ich  schon  erwähnte,  an  der 
Nordseite  typische  Grundmoränen  hinab,  welche  von  Schutt  aus  dem 
Höttingertale  (Bundsandstein,  Muschelkalk  .  .  .  Stücke  der  Höttinger- 
breccie)  überdeckt  sind.  Gegenwärtig  kann  kein  Schutt  aus  dem 
Höttingertale  mehr  in  dieses  Trockental  gelangen,  weil  der  östliche 
Rand  desselben  beim  Planezenhofe  100  m  über  der  Sohle  des  ersteren 
in  die  Luft  ausgeht.  Diese  Beobachtung  führt  uns  wieder  zu  der  Vor- 
stellung, daß  zur  Zeit  des  Gschnitzstadiums  ein  Lokalgletscher  den 
oberen  Teil  des  Höttingertales  erfüllte,  der  über  die  Terrasse  sein 
Schuttfeld  vorschüttete,  während  seine  Schmelzwasser  die  Hügel  und 
Trockentäler  oberhalb  von  Hötting  modellierten.  Auch  von  dem  Ge- 
hänge   zwischen   Höttingertal    und    Mühlauer   Graben    dürften    durch 


Fig.  10. 

jtfagdaleinhof 


Lokalgletscher  die  großen,  wenig  abgenützten  Schuttmassen  herabge- 
schüttet worden  sein,  welche  in  dieser  Gegend  auf  den  Grundmoränen 
lagern.  Starke  Schuttmassen  hat  auch  ein  Lokalgletscher  zu  beiden 
Seiten  der  Mühlauer  Klamm  über  die  Terrasse  gebreitet.  Seiner 
Wasserwirkung  entstammen  wohl  die  Trockentäler,  welche  von  der 
Höhe  des  Rechenhofes  sich  gegen  Südosten  absenken. 

Östlich  des  breiten  Rumer  Grabens  finden  wir  wieder  sowohl 
eine  Grundmoränendecke  auf  der  Höhe  der  Terrasse  als  auch  einen 
mächtigen  Streifen  am  Fuß  derselben.  Letzterer  setzt  in  der  Gegend 
des  Bändertonlagers  nordwestlich  von  Rum  ein  und  bildet  dann  die 
unteren  Anhöhen  bis  Thaur.  Die  obere  Decke  ist  vielfach  erodiert 
und  von  kalkalpinem  Schutt  (Lokalgletscher!)  überschüttet,  während 
die  untere  Zone  vorzügliche  Aufschlüsse  von  reiner,  stark  bearbeiteter 
Grundmoräne,  besonders  westlich  von  Thaur  bietet.  Kein  Aufschluß 
reicht  jedoch  so  tief,  daß  man  mit  Sicherheit  entscheiden  könnte, 
ob  diese  Grundmoränen  die  geschichteten  Ablagerungen  unterlaufen 
oder  bloß  steil  daran  angelagert  sind.  Für  die  letztere  Ansicht  lassen 
sich  zwei  Wahrscheinlichkeitsbeweise  anführen.  Westlich  von  Thaur 
liegt  auf  einer  schrägen  Vorstufe  aus  Grundmoräne  der  Magdaleinhof 
(Fig.  10).     Etwas   nordwestlich   von  diesem  Hofe  wurde   in  den  Fuß 


["271  Studien  über  die  Inntalterrassen.  117 

der  höheren  Hinterterrasse  eine  Schuttgrube  eingetieft,  welche  ein 
horizontal  geschichtetes  Lager  von  Mehlsand  eröffnete.  Diese  Mehl- 
sande liegen  um  10 — 30  m  tiefer  als  die  in  der  Nähe  und  östlich  vor- 
lagernden Grundmoränen. 

Außerdem  vereinigen  sich  aber  im  Osten  von  Thaur  der  obere 
und  untere  Grundmoränenzug  auf  abgerundeter  Felsunterlage.  Damit 
betreten  wir  ein  Gebiet,  in  welchem  der  Abschluß  der  Innsbrucker 
Terrasse  durch  glaziale  Wirkung  deutlich  hervortritt.  Thaur  wird  im 
Norden  von  Hügeln  umgeben,  welche  aus  typischer  Grundmoräne 
erbaut  sind.  Durchbrochen  werden  sie  von  der  Thaurer  Klamm,  an 
deren  Ausgang  die  Felsen  tief  herabsteigen.  Im  Osten  dieser  Klamm 
ziehen  Grundmoränen  einerseits  hoch  über  abgerundete  Felskuppen 
empor,  anderseits  lehnen  sie  sich  ganz  ins  Tal  hinab  und  setzen  fast 
ausschließlich  die  Bodenwelle  zusammen,  welche  sich  von  Thaur  fast 
bis  nach  Absam  erstreckt.  Oberhalb  der  Kinzachmühle  und  bei  Thaur 
ist  ihr  Aufbau  gut  erschlossen.  Bei  dieser  Mühle  reichen  die  Grund- 
moränen bis  in  die  Tiefe  von  600  m  herab.  Nordwestlich  von  diesem 
Höhenzug  steigen  die  Grundmoränen  von  der  Höhe  der  Terrasse 
herab  und  lassen  öfters  den  abgerundeten,  im  gleichen  Sinne  geneigten 
Felsgrund  hervorschauen.  Nordöstlich  dagegen  drängt  ein  riesiger 
Schuttkegel  her,  der  aus  den  tiefen,  wilden  Schluchten  des  Zunder- 
kopfes genährt  wird.  Dieser  Schuttkegel  vereinigt  sich  weiter  im 
Süden  mit  der  Thaurer  Klamm  sowie  auch  mit  jenem  des  Halltales.  Der 
flache  Schuttkegel  der  Thaurer  Klamm  verwächst  dazu  im  Westen  mit 
dem  Schuttkegel  von  Rum,  so  daß  hier  im  Norden  des  Inns  unter  der 
Terrasse  ein  riesiges,  durch  Verschmelzen  mehrerer  Schuttkegel 
gebildetes,  schräges  Schuttfeld  entsteht.  Nur  bei  Melans  ist  zwischen 
dem  Schuttkegel  des  Halltales  und  jenem  des  Zunderkopfes  ein  Rest 
von  geschichteten  Ablagerungen  mit  einem  Überzuge  von  Grundmoräne 
erhalten.  Das  gewaltige  Vorherrschen  von  Schuttkegeln,  welche  in 
der  Gegend  von  Hall  die  volle  Breite  des  Inntales  in  Anspruch 
nehmen,  könnte  man  nach  oberflächlichem  Eindrucke  als  die  Ursache 
der  Verminderung  und  des  Verschwindens  der  Terrasse  betrachten. 
Wir  haben  aus  der  Verteilung  der  Grundmoränen  gesehen,  daß  die 
Terrasse  östlich  von  Thaur  durch  die  erodierende  Kraft  des  Eises 
bereits  abgetragen  und  mit  Grundmoränen  überspannt  worden  ist. 
Erst  durch  die  vom  Eise  hier  besorgte  tiefe  und  weite  Gehängeein- 
buchtung fanden  die  Schuttkegel  so  ungehinderten  Raum  zur  Ver- 
breitung. 

Die  Gnadenwalder  Terrasse. 

(Fig.   11.) 

Der  große  Schuttkegel  des  Halltales  begrenzt  im  Osten  die 
breite  Terrasse  des  Gnadenwaldes  in  einer  Weise,  welche  zeigt,  daß 
ihr  Rand  durch  die  Erosion  des  Halltalbaches  angegriffen  wurde. 
Wenn  wir  das  Halltal  in  bezug  auf  seinen  Schuttinhalt  untersuchen, 
so  fällt  uns  in  seinem  Innern  der  Mangel  an  Schuttmassen  auf,  welche 
in  den  meisten  Nachbartälern  von  den  jüngsten  glazialen  Rückzugs- 
stadien angehäuft  wurden.    Die  Reste  von  Breccien  im  Eibental,  bei 


118  Dr.  0.  Ampferer.  [28] 

den  verzauberten  Knappen  und  am  Törl  können  wegen  ihres  höheren 
Alters  nicht  hierher  gerechnet  werden.  So  ist  der  Gedanke  nicht 
unwahrscheinlich,  daß  das  Riesenausmaß  des  Mündungsschuttkegels 
auf  die  Wirksamkeit  seiner  Lokalgletscher  zurückzuführen  ist.  Östlich 
und  westlich  von  seiner  Talöffnung  treffen  wir  übrigens  Schuttmassen, 
deren  Bildung  durch  einen  Gletscher  des  Halltales  sehr  wahrschein- 
lich ist. 

Nach  dem  Stande  der  Grundmoränen  zu  beurteilen,  befindet  sich 
die  tiefste  Erniedrigung  der  Terrasse  zwischen  Thaur  und  Absam, 
wo  sich  dieselben  bis  600  m  herabsenken.  Am  Hügel  von  Melans 
treffen  wir  Spuren  von  Grundmoränen  in  700  m  Höhe  und  jenseits 
des  Halltaler  Schuttkegels  von  800  m  aufwärts.  Über  die  Oberfläche 
der  breiten  Gnadenwalder  Terrasse  hin  sind  fast  allenthalben  Reste 
von  Grund moränen  verteilt,  welche  gewöhnlich  im  Norden  gegen  den 
Gebirgshang  höhere  Lagen  einnehmen  als  im  Süden  am  Rande  der 
Terrasse.  Doch  überschreitet  in  keinem  Profil  das  Gefälle  der  Grund- 
moräne 100  m.  Der  ganze  Abschnitt  der  Terrasse,  welcher  zwischen 
dem  Halltaler  Schuttkegel  und  dem  Vomperbach  liegt,  zeigt  in  keinem 
seiner  tiefen  Gräben  das  Grundgebirge,  woraus  wir  auf  die  gewal- 
tige Entwicklung  der  geschichteten  Ablagerungen  schließen  können. 
Dieselben  liegen  hier  in  der  ziemlich  ungestörten  Verlandungsserie 
eines  Sees  vor,  die  meist  mit  Bänderton  beginnt  und  sich  dann  all- 
mählich zu  Mehlsand,  Kies  und  Schotter  vergröbert.  Im  Liegenden  der 
Bändertone  ist  in  der  Lehmgrube  bei  Fritzens  eine  ältere  Grund- 
moräne mit  sehr  schönen  gekritzten  Geschieben  erhalten.  Diese 
Grube  hat  übrigens  das  Bändertonlager  in  einer  Weise  erschlossen, 
welche  zu  erkennen  gestattet,  daß  dasselbe  eine  ältere  Talfurche 
ausfüllt,  indem  im  Osten  und  Westen  bereits  seine  Grundlage  ent- 
blößt ist.  Bemerkenswert  ist  außerdem,  daß  die  feingeschichteten 
Tonlagen  eine  kräftige  Neigung  gegen  Westen  sowie  wellenförmige 
Verbiegungen,  besonders  in  der  Richtung  N — S  aufweisen. 

Der  Aufbau  der  Terrasse  ist  am  tiefsten  durch  die  Schlucht 
des  Vomperbaches  enthüllt.  Die  geschichteten  Ablagerungen  werden 
hier  von  einem  verkitteten  älteren  Schuttkegel  des  Vomperbaches  unter- 
teuft, der  seinerseits  Gletscherschliffe  und  Grundmoränen  überlagert. 
Dieser  Aufschluß  gewinnt  dadurch  an  Bedeutung,  daß  hier  zweifellos 
das  Vorhandensein  einer  älteren  Grundmoräne  bewiesen  wird  (s.  Ver- 
handl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1903,  Nr.  11).  Während  wir  hier  unter  der 
Terrasse  etwa  in  630  m  Höhe  geschliffenen  und  von  Grundmoränen 
bedeckten  Felsgrund  haben,  setzt  sich  die  Grundmoränendecke  un- 
gefähr 200  m  höher  über  die  Furche  des  Vompertales  auf  die  Terrasse 
des  Vomperberges  fort.  Diese  Erscheinung  zeigt  in  deutlichster 
Weise,  daß  die  Terrasse  des  Gnadenwaldes  sowie  auch  die  des 
Vomperberges  fast  ohne  einen  Kern  von  Grundgebirge   sich  aufbaut. 

Die  Oberfläche  der  Gnadenwalder  Terrasse  zeigt  besonders  in 
der  Richtung  des  Inntales  eine  nahezu  gleiche  Höhe  ihrer  Rand- 
punkte. Auffallend  ist  der  Umstand,  daß  sich  die  Oberfläche  der 
Terrasse  vom  südlichen  Rande  flach  gegen  die  Mitte  einsenkt  und  erst 
dann  wieder  gegen  den  Berghang  zu  erhebt.  In  dieser  eingesenkten 
Mittelzone  sind  besonders  im  östlichen  Abschnitte  große  Trockental- 


[29]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  119 

züge  entwickelt,  während  im  westlichen  die  Wasserrinnen  des  Hoch- 
gebirges sich  tiefe  Abflußrinnen  in  die  Terrasse  gegraben  haben.  Das 
größte  Trockental  ist  jenes  von  St.  Maria-Larch,  welches  mit  zwei 
Furchen  ganz  allmählich  auf  der  Terrassenfläche  nördlich  vom  Dorf 
Fritzens  beginnt  und  bei  Terfens  sich  ins  Inntal  öffnet.  Das  Tal 
wird  nur  in  seinem  untersten  Stück  noch  von  einem  kleinen  Bache 
benützt,  der  oberhalb  Terfens  über  einem  Bändertonlager  der  Terrasse 
entquillt.  Grundmoränen  kleiden  die  zwei  Einfurchungen  aus,  mit 
denen  dieser  Talzug  im  Westen  einsetzt.  In  der  Gegend  von  St.  Maria- 
Larch  schließt  sich  ihm  ein  anderes  Trockental  an,  welches  am  Ost- 
rande der  Gnadenwald  Terrasse  anfängt  und  sich  gegen  Westen  neigt. 
Es  ist  auf  der  Höhe  der  Terrasse  breit  angelegt  und  von  Grund- 
moränen überzogen,  senkt  sich  dann  so  steil  gegen  das  Tal  von 
Maria-Larch,  daß  es  den  Eindruck  macht,  als  ob  es  von  letzterem 
unterschnitten  worden  wäre.  Gegen  Osten  geht  es  frei  über  der 
Schlucht  des  Vomperbaches  aus. 

Die  Ausbildung  dieser  Trockentäler  dürfen  wir  sicherlich  eben- 
falls wieder  mit  Lokalgletschern  in  Verbindung  bringen,  die  am  Ge- 
hänge der  Bettelwurfkette  ihren  Ausgang  nahmen.  Besonders  nörd- 
lich von  St.  Martin  treffen  wir  Reste  eines  mächtigen,  älteren  Schutt- 
kegels, der  hoch  am  Gehänge  emporstrebt. 

Doch  muß  neben  diesen  späteren  ausgiebigen  Erosionen  fest- 
gestellt werden,  daß  aus  der  Lage  der  Grundmoränen  die  glaziale 
Austiefung  einer  breiten,  mittleren  Furche  entlang  der  Terrasse  her- 
vorgeht. 

Während  nun  aber  die  Grundmoränendecke  auf  der  Höhe  der 
Terrasse  vielfach  erschlossen  liegt,  vermissen  wir  eine  solche  voll- 
ständig am  Abfall  gegen  das  Inntal.  Dafür  stellt  sich  hier  allent- 
halben eine  Art  von  schräger  Vorstufe  aus  horizontal  geschichteten, 
stark  gerollten  Schottern  ein.  Zu  einem  Teile  wurde  diese  Vorstufe 
durch  Verschmelzen  zahlreicher  kleiner  Schuttkegel  aus  den  Gräben 
der  höheren  Terrasse  gebildet,  zum  anderen  jedoch  durch  Ab- 
schwemmung des  Inns.  Solche  Vorstufen  finden  wir  besonders  an 
jenen  Stellen,  wo  die  Terrasse  nicht  glazial,  sondern  durch  Wasser- 
erosion begrenzt  wurde.  Auch  hier  ist  längs  der  ganzen  Südseite 
des  Gnadenwaldes  und  auch  noch  der  Vomperberger  Terrasse  die 
Begrenzung  durch  den  Angriff  des  Inns  erfolgt. 

Die  Terrasse  des  Vomperberges  erstreckt  sich  zwischen  den 
Querschluchten  des  Vomperbaches  und  der  Stanser  Klamm.  Diese 
Terrasse  ist  beträchtlich  schmäler  als  die  Gnadenwalder  und  in  der 
Gegend  von  Fiecht  tritt  sogar  der  Felsgrund  hervor.  Trotz  der  Ver- 
schmälerung  zeigt  sich  auch  hier  deutlich  auf  der  Höhe  der  Terrasse 
die  Eintiefung  einer  mittleren  Zone.  Der  westliche  Teil  der  Terrasse, 
der  eigentliche  Vomperberg,  weist  neben  dieser  Einsenkung  noch  ein 
Trockental  auf,  welches  ziemlich  steil  zum  Dorfe  Vomp  hinableitet. 
Der  östliche  Abschnitt,  die  Terrasse  mit  den  Höfen  Eggen,  Weng 
und  Bauhof,  trägt  die  breite  Furche  eines  Trockentales,  das  von 
Westen  gegen  Osten  abfällt. 

Dieses  Trockental  prägt  sich  nordwestlich  vom  Eggenhof  ein, 
wo  sein  Rand  gegen  einen  Quergraben  frei  ausgeht.  Bis  zum  Weng- 


120  Dr.  0.  Ampferer.  [30] 

hof  ist  sein  Gefälle  ein  mäßiges.  Hier  schließt  sich  ihm  von  Südosten 
eine  zweite,  schmälere  Talwanne  an  und  fallen  beide  vereint  steil 
gegen  das  Dorf  Stans  ins  Inntal  ab.  An  seinem  Beginn  lagern  Grund- 
moränen, welche  bis  zum  Wenghof  dann  seine  Nordflanke  überkleiden. 
Die  Terrasse  erhebt  sich  über  dem  eben  geschilderten  Trockental 
zur  Anhöhe  des  Bauhofes  (Fig.  11),  welche  hinter  den  Felsrücken  des 
Vomperjoches  zurückgeht.  An  dieser  Anhöhe,  welche  aus  horizontal 
geschichteten,  vorzüglich  zentralalpinen  Schottern,  Sanden  und  Bänder- 
ton besteht,  fallen  uns  zwei  Eigentümlichkeiten  besonders  auf.  Erstens 
steigen  hier  die  geschichteten  Ablagerungen  bis  zur  Höhe  von  920  m 
empor  und  zweitens  werden  dieselben  von  sehr  gut  entwickelter 
Grundmoräne  bedeckt,  welche  im  Süden  bis  zum  Trockental  beim 
Wenghof  (755  m)  hinabsteigt.  Wir  haben  hier  auf  1/2  km  Ent- 
fernung ein  Gefälle  der  Grundmoräne  von  über  150  m,  welches  nur 
auf  Rechnung  der  glazialen  Erosion  gebracht  werden  kann.  Die  auf- 
fallend hohe  Lage  der  geschichteten  Ablagerungen  ist  wohl  dadurch 
zu  erklären,  daß  dieselben  hier  hinter  dem  vorstehenden  Eck  des 
Vomperjochrückens  vor  der  Abstreifung  durch  das  vorbeidrängende 
Eis  des  Inntalgletschers  geschützt  wurden.  Wir  werden  später  am 
Achenseedamm  und  bei  der  Besprechung  der  Terrassen  auf  der  Süd- 


seite des  Inns  zwischen  Schwaz  und  Zillertal  mehrere  Stellen  kennen 
lernen,  wo  noch  in  Höhen  von  über  900  m  geschichtete  Schotter  und 
Mehlsande  anstehen  und  von  Grundmoränen  übergriffen  werden. 

Diese  Beobachtungen  verdienen  deswegen  eingehende  Würdigung, 
weil  sie  zeigen,  daß  die  Oberfläche  der  geschichteten  Ablagerungen 
sicherlich  in  mehr  als  900  m  Höhe  lag.  Wenn  nun  die  Grundmoränen- 
decke größtenteils  in  800  m  die  geschichteten  Ablagerungen  überzieht, 
so  folgt  auch  für  die  annähernd  ebenen  Oberflächen  der  großen 
Terrassen  eine  glaziale  Erniedrigung  von  mindestens  100  m. 

Damit  sind  wir  in  der  Beschreibung  der  Terrassen  bis  zur 
Stanser  Klamm  vorgerückt.  Jenseits  derselben  liegt  noch  die  Terrasse 
des  Heuberges,  welche  in  der  Nähe  von  Schloß  Tratzberg  endet. 
Unterhalb  von  diesem  Schlosse  steigt  die  Bergwand  des  Stanserjoches 
unvermittelt  bis  zur  Innebene  herab. 

Während  die  Terrasse  im  Westen  der  Stanser  Klamm  noch  zum 
größten  Teile  von  losen  Aufschüttungen  erbaut  wird,  tritt  im  Osten 
das  Grundgebirge  bei  weitem  in  den  Vordergrund.  Dabei  zieht  sich 
diese  Felsterrasse  am  Südabfall  des  Stanserjoches  weit  ins  Stansertal 
hinein,  da  noch  die  Felsschulter,  auf  welcher  St.  Georgenberg  steht, 
zu  ihr  zu  rechnen  ist.    Auch  gegenüber  von  St.  Georgenberg  auf  der 


["31]  Studien  über  die  Iuntalterrassen.  121 

Südseite  des  Stanserbaches  finden  wir  Felsschultern,  welche  eine 
Fortsetzung  der  Heubergterrasse  ins  Stansertal  hinein  beweisen.  Be- 
merkenswert ist  dabei,  daß  alle  diese  schon  im  Bereiche  des  Stanser- 
tales  gelegenen  Felsschultern  tiefer  eingeschnitten  sind  als  der  West- 
rand der  Felsterrasse  von  Heuberg.  Diese  Terrasse  selbst  weist  nur 
Anlagerungen  von  geschichteten  Schottern  und  Sanden  auf,  welche 
ein  größeres  Ausmaß  bei  den  Höfen  Heuberg  und  Durch  erreichen. 
Sowohl  an  der  Oberfläche  der  Terrasse  als  auch  am  Abfall  gegen 
das  Inntal  herrscht  das  Grundgebirge  vor  und  wir  finden  wieder  jene 
eigentümlichen  glazialen  Formen.  Abgerundete  Felshügel  ragen  auf, 
hinter  denen  breite  Furchen  vorbeiziehen,  und  die  ganze  Fläche  neigt 
sich  stark  gegen  Osten,  wo  sie  bei  Ried  das  Inntal  erreicht.  Ried 
selbst  liegt  jedoch  in  einer  Art  Felslehne,  da  östlich  der  Felsgrund 
der  Terrasse  noch  einmal  zur  Höhe  von  Schloß  Tratzberg  sich  auf- 
schwingt, um  dann  erst  vollständig  zu  verschwinden.  Auf  der  ganzen 
Heuberger  Terrasse  liegen  Reste  von  Grundmoränen  sowohl  über  den 
Felsgrund  als  auch  über  die  Reste  von  geschichteten  Ablagerungen 
verstreut.  Bei  Ried  ziehen  dieselben  über  Fels  nahe  zur  Innebene 
herab.  Hier  bildet  auf  fast  1  km  Erstreckung  ein  abgeschliffener 
und  vorragender  Felskamm  die  Begrenzung  der  dahinter  eingetieften 
Terrasse.  Diese  Merkmale  geben  der  Terrasse  des  Heuberges  den 
Stempel  kräftiger  glazialer  Bearbeituug,  welche  vor  allem  in  dem 
steilen  Abfall  der  eingegrabenen  Furchen  sich  äußert.  So  fällt  zum 
Beispiel  die  Felsunterlage  bei  Ried  auf  3/4  km  Erstreckung  um  120  m. 

Die  Terrasse  von  Heuberg  bildet  den  glazialen  Abschluß  für  die 
zusammenhängenden  Terrassen  des  Gnadenwaldes  und  Vomperberges. 
Durch  den  von  Grundmoränen  bedeckten  Abstieg  der  Heubergterrasse 
wird  auch  hier  wieder  die  Möglichkeit  einer  Terrassenbegrenzung 
durch  Erosion  des  Inns  ausgeschlossen.  Den  kurzen  neuerlichen 
Anstieg  der  Felswanne  von  Ried  gegen  Schloß  Tratzberg  möchten  wir 
den  schon  früher  beschriebenen,  schräg  ansteigenden  glazialen  Fels- 
gassen anreihen. 

Bevor  wir  nun  zur  Besprechung  des  Achendammes  übergehen, 
sollen  noch  kurz  die  Glazialaufschlüsse  des  Stallentales  (im  Unter- 
lauf-Stanser  Klamm)  berücksichtigt  werden. 

Die  Terrasse  des  Bauhofes  baut  sich  als  mächtiger  Einsatz 
ganz  in  die  Tiefe  der  Stanser  Klamm  hinab.  In  einer  Tiefe  von  fast 
700  m  begegnen  wir  auf  der  Südseite  über  den  Felsen  der  engen, 
jungen  Klamm  Lagen  von  sandigem  Bänderton,  der  aufwärts  in  Mehlsand 
und  riesige  Massen  horizontal  geschichteter  Schotter  übergeht.  Die 
Gesamtmächtigkeit  dieses  Einbaues  in  die  Stanser  Klamm  beträgt  bis 
zur  Grundmoränendecke  ober  dem  Bauhofe  über  200  m.  Wir  wissen 
bereits,  daß  sich  auch  jenseits  der  Stanser  Klamm  Reste  von  Ab- 
lagerungen mit  einer  Grundmoränenlage  befinden,  woraus  zu  ersehen 
ist,  daß  der  Eisstrom  des  Bühlstadiums  die  von  Schottern,  Sanden 
und  Bänderton  verstopfte  Furche  der  Stanser  Klamm  mit  einem 
geringen  Gefälle  überschritt,  das  erst  weiter  östlich  bedeutend  zu- 
nahm. Aus  dem  Vorhandensein  dieser  so  tief  herabreichenden  Einlage 
können  wir  aber  gleichzeitig  den  Schluß  gewinnen,  daß  die  Stanser 
Klamm   schon   vor   der  Einlagerung   der   geschichteten  Ablagerungen 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (O.  Ampferer.)  16 


122  Dr-  0.  Ampferer.  [32] 

fast  bis  zu  ihrer  jetzigen  Tiefe  ausgenagt  war.  Innerhalb  dieser 
Schottereinlage  treffen  wir  im  Bachbett  bis  oberhalb  der  Mündung 
der  Gamsbachklaram  ziemlich  reichliche  Urgebirgstrümmer  und  in 
letzterer  Klamm  sogar  viele  sehr  große  Klötze.  Oberhalb  der  Gams- 
bachmündung  beginnt  dann  von  900  m  an  ein  Einsatz  von  Kalk-  und 
Dolomitschutt,  der  in  den  unteren  Lagen  völlig  den  Charakter  einer 
nicht  besonders  stark  bearbeiteten  kalkalpinen  Grundmoräne  annimmt. 
Bis  über  1200  m  steigt  dieser  Schutteinbau  empor,  die  Quellen  des 
Stanser  Baches  brechen  oberhalb  der  schlammigen  Grundmoräne  daraus 
hervor  und  der  herrliche,  flache  Boden  der  Stallenalpe  liegt  auf  ihm. 
Es  erscheint  nun  fraglich,  ob  wir  diese  sicherlich  glaziale  Ablagerung 
für  eine  durch  den  vorliegenden  Inntalgletscher  bewirkte  Staubilduug 
oder  für  die  Spur  einer  jüngeren  Lokalvergletscherung  halten  sollen. 
Ich  neigte  anfangs  der  ersteren  Ansicht  zu,  bin  jedoch  jetzt  geneigt, 
das  letztere  für  wahrscheinlicher  zu  halten  und  eine  Ablagerung  aus 
der  Zeit  des  Gschnitzstadiums  darin  zu  erblicken,  da  in  dem  ganzen 
Tale  bis  zum  Lamsenjoch  außer  den  hochgelegenen  Moränenringen 
des  Daunstadiums  keine  anderen  jenein  Stadium  entsprechenden 
Schuttreste  vorhanden  sind.  Außerdem  wäre  die  Bildung  einer  solchen 
Staustufe  nicht  recht  erklärlich,  weil  ja  der  aus  dem  Stallentale  vor- 
dringende Gletscher  mit  dem  Inntalgletscher  zusammenschmolz  und 
mit  in  dessen  Bewegung  eingezogen  wurde.  Der  Umstand,  daß  die 
Felsterrasse  des  Heuberges  sich  absteigend  ziemlich  weit  ins  Stanser 
Tal  hineinzieht,  spricht  dafür,  daß  diese  Terrasse  zum  Teil  durch 
den  herausdrängenden  Stanser  Gletscher  geschaffen  wurde.  Wenn 
derselbe  aber,  wie  diese  Beobachtung  verlangt,  seine  Bewegung  entlang 
dem  Bergrücken  des  Stanserjoches  fortsetzte,  ist  nicht  einzusehen, 
warum  er  in  seinem  Ursprungstale  eine  so  mächtige  Staustufe  an- 
gelegt haben  sollte.  Auf  der  Höhe  der  Bauhof-  und  Heubergterrasse 
fehlen  die  Reste  von  jüngeren  darüber  gebreiteten  Schuttfeldern, 
welche  wir  häufig  noch  über  der  Grundmoränendecke  trafen  und  als 
Ablagerungen  von  Lokalgletschern  des  Gschnitzstadiums  erkannten. 
Es  ist  daher  durchaus  wahrscheinlich,  wenn  wir  in  der  Staustufe 
unter  der  Stallenalpe  ebenfalls  Reste  der  Ablagerung  eines  jüngeren 
Lokalgletschers  erblicken,  der  auf  dem  Boden  der  Stallenalpe  lange 
verweilte  und  nicht  bis  zur  Tiefe  der  Inntalterrasse  hinabreichte. 

Der  Achenseedanmi. 

(Fig.  12  und  das  Profil  auf  Tafel  V.) 

Der  Aufbau  des  mächtigen  Acheuseedammes  ist  von  Blaas  und 
Penck  in  eingehender  Weise  geschildert  worden.  Nach  den  Unter- 
suchungen von  Blaas  und  eigenen  Begehungen  hat  Penck  in  den 
„Alpen  im  Eiszeitalter"  auf  Seite  322  ein  Profil  mitgeteilt,  welches 
seiner  Auffassung  der  Verhältnisse  Ausdruck  gibt.  Ich  habe  den 
Achenseedamm  mehreremal  begangen  und  bin  mit  Berücksichtigung 
der  weiter  östlich  liegenden  Aufschlüsse  zu  einer  etwas  anderen 
Deutung  der  Lagerungen  gekommen.  Ich  stelle  im  folgenden  dem 
Profil,  welches  Penck  mitgeteilt  hat,  dasjenige  an  die  Seite,  welches 
nach  meiner  Ansicht   den   tatsächlichen  Verhältnissen   näher   kommt. 


[33]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  1 23 

Beide  Profile  unterscheiden  sich  im  wesentlichen  nur  darin,  daß  ich 
das  keilförmige  Eingreifen  der  tiefer  liegenden  Grundmoräne  nicht 
beobachten  konnte  und  deshalb  dieselbe  als  später  angelagert  be- 
trachte. Blaas  hat  zuerst  in  den  Verhandlungen  d.  k.  k.  geol.  Reichs- 
anstalt Wien  1889,  S.  232  die  Aufschlüsse,  welche  durch  den  Bau 
der  Zahnradbahn  am  Achenseedamm  geschaffen  wurden,  dargestellt. 
Er  weist  darauf  hin,  daß  die  Grundmoräne,  welche  oberhalb  der 
Sohle  des  Trockentales  von  Erlach  an  der  Bergnase  von  Eben  an- 
steht, nach  oben  in  Sand  und  Kies  übergehe,  welche  sehr  unregel- 
mäßig gegeneinander  lagern  und  vielfach  an  scharfen,  kleinen  Ver- 
werfungsspalten aneinander  stoßen.  Geht  man  von  diesem  Aufschluß 
an  der  Bergkante  gegen  den  tiefen  Einschnitt  des  Käsbaches  hinein, 
so  trifft  man  in  gleicher  Höhe  nach  einer  kurzen,  verwachsenen  Zone 
auf  mächtige  Lagen  von  horizontal  geschichtetem  Bänderton  (2).  Dieser 
Bänderton  zieht  sich,  vielfach  von  herabgerutschtem  Schutt  bedeckt, 
bis  zum  Bach  hinein  und  ist  auf  der  anderen  Talseite  sehr  schön  er- 
schlossen, wo  man  sieht,  daß  Kies,  Sand  und  Schotter  (1)  schräg  gegen 
Norden  abfallend  ihn  überlagern.  Auch  am  Berghang  unter  Eben 
finden  wir  über  dem  Bänderton  gegen  Norden  fallende  Kies-  und 
besonders  große  Sandmassen  vertreten.  Das  vonPenck  angegebene 
doppeltkeilförmige  Eingreifen  der  Grundmoräne  ist  hier  nicht  zu 
erkennen.  Begeben  wir  uns  von  dem  Ebener  Bergkamm  gegen  Osten, 
so  treffen  wir  beim  Stangelgut  in  gleicher  Höhe  auf  Grundmoränen, 
welche  sich  von  dort  am  Fuße  des  Berghanges  in  einzelnen,  nicht 
zusammenhängenden  Resten  bis  Erlach  herabziehen.  Sie  bilden  be- 
sonders nördlich  und  östlich  von  diesem  Dorfe  am  Fuße  des  steilen 
Felshanges  kleine  vorgelagerte  Hügel,  welchen  mehrfach  Quellen 
entströmen.  Die  Grundmoräne,  welche  hier  auftritt,  ist  sehr  stark 
bearbeitet  und  von  ganz  ähnlicher  Zusammensetzung  wie  die  weit- 
verbreitete Inntaler  Grundmoräne. 

Die  untere  Grundmoräne  an  der  Achenseebahn,  die  gleich  hoch 
gelegene  vom  Stangelgute  und  endlich  die  von  Erlach  haben  als  ge- 
meinsames Merkmal,  daß  sie  an  der  Nordflanke  eines  Trockentales 
liegen,  das  im  Westen  nördlich  von  Fischl  in  breiter,  freier  Öffnung 
über  dem  Tal  des  Käsbaches  beginnt  und  sich  gegen  Osten  in  flacher 
Neigung  absenkt.  Der  obere  Teil  dieses  Trockentales  ist  vorzüglich 
in  Mehlsande  eingebettet,  tiefer  treten  dann  geschichtete  Schotter 
hervor.  Dem  Gefälle  dieses  Trockentales  entsprechend,  steigen  auch 
die  Grundmoränen  von  etwa  740  m  im  Westen  bis  gegen  640  m  bei 
Erlach  und  östlich  davon  am  Wege  nach  Astenberg  sogar  bis  unter 
600  m  herab.  Südlich  von  diesem  Trockentale  sind  auf  den  Höhen 
von  Fischl  und  Burgeck  nur  ziemlich  spärliche  Reste  einer  Grund- 
moränendecke verbreitet. 

Die  Grundmoränen  von  Erlach  (Fig.  12)  stehen  gegen  Osten  in 
unmittelbarem  Zusammenhange  mit  jener  Hügelzone,  welche  in  den 
riesigen  Schuttkegel  von  Münster  eingreift.  Diese  Hügelzone  weist 
nördlich  von  Wiesing  in  mehreren  Aufschlüssen  eine  innige  Vermischung 
von  Grundmoränenmaterial  mit  vorzüglich  zentralalpinen  Sanden  und 
Schottern  auf.  Dagegen  zeigen  die  Hügel  südlich  und  westlich  von 
Astenberg,  welche  sich  dem  Felshange  der  Ebener  Spitze  anschmiegen, 

16* 


124  Dr.  0.  Ampferer.  [34] 

wieder  einen  Aufbau  aus  reiner,  sehr  stark  bearbeiteter  Grundmoräne. 
Auf  diese  Weise  umgreifen  Grundmoränen  von  der  Höhe  von  Eben 
herab  über  Stangelgut,  Erlach  bis  Astenberg  den  Berghang  der  Ebener 
Spitze.  Dabei  ist  ihr  Zusammenhang  zwar  kein  völliger,  doch  sind 
die  Lücken  von  einer  Art,  daß  sie  leicht  durch  nachträgliche  Erosion 
zu  erklären  sind.  Von  960  m  bei  Eben  sinkt  dieser  Grundmoränen- 
streifen bis  unter  600  m,  um  dann  noch  einmal  über  800  m  Höhe 
in  der  Nähe  von  Astenberg  zu  erreichen.  Nach  Ausbildung  und  Ver- 
teilung gehören  diese  übrigens  nur  unbedeutend  von  einander  ge- 
trennten Grundmoränen  Resten  einer  und  derselben  Decke  an.  Wo  die 
Grundmoränen  an  den  Berghang  der  Ebener  Spitze  stoßen,  sind  sie 
stets  rein  und  frei  von  geschichteten  Schottern  und  Sanden,  welche 
sie  bei  Eben,  an  der  Achenseebahn  und  in  der  Umgebung  des  Stangel- 
gutes  überlagern  und  mit  denen  sie  sowohl  am  Aufschluß  der  Zahnrad- 
bahn westlich  vom  Stangelgut  als  auch  nördlich  von  Wiesing  innig 
verbunden  sind. 

Aus  der  Beobachtung,  daß  der  untere  Grundmoränenstreifen 
einerseits  geschichtete  Ablagerungen  überdeckt  und  anderseits  frei 
dem  felsigen  Berghange  aufliegt  und  dabei  sich  im  Gefälle  jenem  des 
Trockentales  anschließt,  dem  entlang  er  streicht,  geht  hervor,  daß  wir 

Fig.  12. 

££nergp.j 

Tkiezyarten  Frlach  ß40m  ^ä^ 


es  auch  hier  höchstwahrscheinlich  mit  glazialen  Erosionswirkungen 
zu  tun  haben.  Wir  haben  an  der  Mündung  des  Stanser  Tales  bei  Be- 
sprechung der  Bauhofterrasse  und  des  Trockentales  von  Weng  bereits 
ganz  ähnliche  Verhältnisse  gefunden,  welche  sich  in  nahezu  gleichen 
Höhenverhältnissen  ausdrücken.  Wie  am  Bauhof,  treffen  wir  auch 
bei  Eben  in  einer  Höhe  von  über  900  m  auf  die  Grundmoräne,  welche 
sich  dort  zusammenhängend,  hier  getrennt  bis  zur  Sohle  des  südlich 
vorbeiziehenden  Trockentales  (von  Weng,  von  Erlach,  755  —  790  m) 
herabzieht.  Die  Abschrägung  der  geschichteten  Ablagerungen  und  die 
Bildung  des  Trockentales  von  Erlach  sind  beides  Werke  der  glazialen 
Erosion. 

Wenn  wir  der  Vollständigkeit  wegen  noch  den  westlich  des 
Käsbaches  gelegenen  Teil  des  Achenseedammes  untersuchen,  so  stoßen 
wir  hier  westlich  von  Jenbach  am  Südfuße  des  Zeiseleckes  auf  Reste 
von  sandigem  Bänderton.  Höher  empor  streichen  geschichtete  Schotter 
und  Sande  aus,  unter  denen  wir  in  der  Gegend  des  Sensenwerkes  auf 
die  verfestigten,  sehr  flach  südfallenden  Bänke  des  alten  Achentalschutt- 
kegels  (3)  stoßen.  Die  gerollten  Inntalschotter  und  Sande  übergreifen 
den  Achentalschuttkegel  und  begrenzen  das  tiefer  zurück  liegende 
mächtige  Lager  von  Bänderton  gegen  Süden,  bis    sie  endlich  vielfach 


("351  Studien  über  die  Inntalterrassen.  125 

schräg  aufgeschüttet  darüber  nach  Norden  vorwachsen.  Die  auf  diesen 
Schottern  lagernde  Grundmoräne  ist  hier  nirgends  gut  erschlossen, 
doch  scheint  sie  am  Nordhange  des  Zeiseleckes  ziemlich  tief  herab- 
zusteigen. Die  Hauptmasse  der  Käsbachquellen  tritt  oberhalb  des 
Bändertonlagers  aus  den  Schottern  hervor  und  dürfte  sicherlich  dem 
Achensee  entstammen.  Wie  schon  die  Aufschlüsse  zu  beiden  Seiten 
des  Käsbaches  lehren,  wird  das  große  Bändertonlager  im  Süden  von 
Schottern  und  Sauden  abgeschlossen,  welche  auch  seine  Bedeckung 
bilden.  Diese  Bändertonlagen  gehen  oben  indessen  nicht  allmählich  in 
Mehlsand,  Kies  und  Schotter  über  wie  die  meisten  der  im  Inntale 
befindlichen  Lehmlager,  sondern  sie  werden  diskordant  von  schräg 
geschichtetem,  meist  gröberem  Flußschutt  überschritten.  Diese  Schotter 
reichen  im  Einschnitt  des  Käsbaches  knapp  unter  Maurach  bis  über 
940  m  empor,  also  beträchtlich  höher  als  bei  Eben  bereits  die 
Grundmoränendecke  ansteht.  Dabei  werden  sie  noch  größtenteils  von 
zentralalpinen  Gerollen  aufgebaut,  wenn  auch  die  Beimengung  von 
kalkalpinen  schon  mehr  in  den  Vordergrund  drängt  als  bei  den 
unteren  Lagen.  Weiter  nordwärts  überwiegen  an  der  Oberfläche  des 
Achenseedammes  seitliche  Aufschüttungen  aus  den  benachbarten  Berg- 
gräben. Sehr  wichtig  für  das  Verständnis  der  Bildung  dieses  herrlichen 
Alpensees  sind  Vorkommnisse  von  typischer,  stark  bearbeiteter  Grund- 
moräne des  Inntalgletschers  am  Seeufer  zwischen  Seespitz  und  Pertisau 
und  an  beiden  Felsflanken  der  Schuttbucht  von  Pertisau.  (Siehe  Jahrb. 
d.  k.  k.  geol.  R.-A.  Wien  1903,  S.  209.)  An  allen  übrigen  Uferlinien 
wird  der  See  von  frischem  Schutte  oder  von  Felsen  umspannt.  Um 
nun  zu  klaren  Vorstellungen  über  die  Bildungsgeschichte  des  Sees 
zu  gelangen,  müssen  wir  die  Höhenlagen  der  verschiedenen  Bestand- 
teile des  Dammes  in  Vergleich  zu  dem  jetzigen  Relief  des  Seegrundes 
zu  bringen  suchen. 

Der  alte  verfestigte  Schuttkegel  des  Achentalbaches  reicht  nach 
den  Aufschlüssen  im  Käsbachtale  etwa  bis  730  m  empor.  Die  darüber 
einsetzenden  Bändertonlagen  steigen  in  den  hinteren  Verzweigung  mi 
des  Käsbaches  und  am  Weißenbach  bis  über  820  m  hinan,  wobei  sie 
noch  von  etwa  130  m  mächtigen  Schottern  überdeckt  werden. 

Die  Lotungen  des  Achensees  haben  dessen  Reliefverhältnisse 
genügend  genau  bestimmt.  Die  100  m  Tiefenlinie  umschließt  ein  sehr 
langes  Becken  von  der  Gegend  von  Pertisau  bis  gegen  Scholastika, 
innerhalb  von  dem  mehrfach  Tiefen  über  120  m  und  einzelne  über 
130  m  erschlossen  wurden.  Die  heutige  Spiegelfläche  des  Sees  kann 
man  zu  etwa  929  m  annehmen,  so  daß  sich  darauf  bezogen  die 
tiefsten  Stellen  des  Sees  bis  zu  800  m  hinabsenken.  Bedenkt  man 
die  gewaltigen  Schuttmassen,  welche  an  den  steilen  Schluchten  der 
umliegenden  Gebirge  unaufhörlich  in  den  See  geschüttet  werden,  so 
wird  man  zu  dem  Schlüsse  gedrängt,  daß  der  Seeboden  seit  dem 
Schluß  der  letzten  Vergletscherung  eine  bedeutende  Erhöhung  erlitten 
hat.  Jedenfalls  war  das  Gebiet,  welches  damals  bis  800  m  hinab- 
reichte, ein  weit  umfassenderes. 

Aus  dieser  Zusammenstellung  lassen  sich  unmittelbar  folgende 
Schlüsse  aufstellen. 

Da  das  Achental  nach  Süden  entwässert  wurde,  mußte  das  ganze 


126  Dr-  °-  Ampferer.  [36"] 

Gebiet  bis  zur  Wasserscheide  ein  Gefälle  gegen  Süden  besitzen.  Wurde 
nun  die  Talöffnung  im  Süden  verstopft,  so  mußte  der  dadurch  ent- 
stehende Stausee  seine  größte  Tiefe  im  Süden  aufweisen.  Die  Bänder- 
tone, welche  jetzt  am  Käsbach  über  dem  alten  Schuttkegel  des  Achen- 
tales erschlossen  liegen,  zeigen  uns  den  Stand  des  damaligen  See- 
bodens an.  Diese  Bändertone  werden  nach  ihren  höchstgelegenen 
sichtbaren  Aufschlüssen  in  820  m  Höhe  durch  darüber  transgressiv 
vordringende  Schotter  und  Sande  abgeschlossen. 

Der  Boden  des  alten  Achensees  war  also  bereits  vor  dem  Vor- 
dringen der  Schotter  im  Süden  an  seinen  tiefsten  Stellen  über  820  m 
hoch.  Da  der  Boden  des  heutigen  Achensees  stellenweise  bis  800  m 
hinabreicht,  müßte  man  annehmen,  daß  sein  Hohlraum  seit  dem  Ab- 
schlüsse der  Bändertone  nicht  nur  nicht  verschüttet,  sondern  sogar 
noch  vertieft  worden  sei.  Es  dürfte  im  Gebiete  des  heutigen  Achen- 
sees, also  seit  Beendigung  der  Bändertonablagerung  nichts  mehr  ein- 
geschüttet worden  sein,  während  am  Achenseedamm  über  den  Bänder- 
tonen noch  mindestens  130  m  Kies,  Schotter  und  Grundmoräne  an- 
gehäuft wurden.  Dazu  zeigen  alle  Aufschlüsse,  daß  der  Schotter  in 
lebhafter  und  rascher  Weise  über  die  Bändertone  gegen  Norden  vor- 
drang. Hätte  der  See  noch  weiter  ungestört  fortbestanden,  so  ist  nicht 
einzusehen,  warum  die  Ablagerung  der  Bändertone  durch  schräg  ge- 
schichtete Schotter  beschlossen  worden  wäre.  Diese  Verhältnisse  zwingen 
zu  der  Annahme,  daß  der  alte  Achensee  in  der  Entwicklung  mit  dem 
heutigen  nicht  unmittelbar  zusammenhängen  kann.  Der  alte  See  muß 
vor  der  Ankunft  des  Inntalgletschers  bereits  vollständig  durch  Bänder- 
tone sowie  Schotter,  Kies,  Sand  des  Inns  und  Schutt  der  Seitenbäche 
verlandet  gewesen  sein. 

Der  jetzige  Achensee  aber  ist  durchaus  eine  glaziale  Wanne, 
welche  von  einem  Seitenzweige  des  Inntalgletschers  während  des  Bühl- 
stadiums ausgehöhlt  wurde.  Da  der  Achenseedamm  nicht  vom  Achensee 
durchbrochen  wurde,  ist  eine  Vertiefung  seines  Grundes  nur  durch 
Eiswirkung  oder  durch  tektonische  Veränderungen  möglich.  Von  letz- 
teren haben  wir  keine  so  jugendlichen  wahrnehmen  können. 

Heute  birgt  der  See  seine  tieferen  Stellen  in  der  nördlichen 
Hälfte  seines  Bettes.  Wenn  wir  den  alten  See  als  Rückstauung  eines 
nach  Süden  fälligen  Tallaufes  betrachten,  muß  die  Verteilung  der 
Tiefen  eine  genau  umgekehrte  sein :  im  Norden  flaches  Erheben  des 
Seebodens,  gegen  Süden  zunehmende  Tiefe.  Diese  Umkehr  der  Tiefen- 
verteilung kann  ebenfalls  nur  ein  Werk  der  glazialen  Erosion  sein. 
Da  wir  die  höchsten  erschlossenen  Reste  des  alten  Achentalschutt- 
kegels  bei  730  m  Höhe  am  Käsbach  finden,  so  können  wir  uns  das 
alte  Talgefälle  ungefähr  wieder  ergänzen,  wenn  wir  Verbindungslinien 
mit  der  Felsschwelle  von  Achenkirchen  bei  etwa  920  m  und  mit  den 
noch  im  Fels  befindlichen  Hintergründen  des  Pletzach-,  Falzthurn- 
und  Tristenautales  ziehen.  Aus  dieser  Zusammenstellung  geht  ebenfalls 
die  auffallend  veränderte  Form  des  heutigen  Seebettes  gegen  das  alte 
hervor.  Im  Norden  erscheint  das  Becken  des  Achensees  durch  die 
Felsschwelle,  auf  der  Achenkirchen  liegt,  abgeschlossen.  Die  breiten 
Sohlen  des  Pletzach-,  Falzthurn-  und  Tristenautales  öffnen  sich  in  der 
Schuttbucht  von  Pertisau  vereinigt  gegen  den  Achensee.    Daß  das  Eis 


[371  Studien  über  die  Iuntalterrassen.  127 

des  Inntalgletschers  sogar  in  diese  Bucht  hin  eindrang,  beweisen  an 
beiden  Seiten  die  Reste  von  typischer  Grundmoräne,  welche  neben 
gekritzten  auch  viele  zentralalpine  Geschiebe  enthält.  Einzelne  erra- 
tische Gerolle  finden  sich  noch  bei  der  Falzthurnalpe.  Diese  drei  Täler 
besitzen  ganz  ausgesprochene  Trogformen  und  waren  jedenfalls  zur 
Zeit,  als  der  Zweig  des  Inntalgletschers  den  Hohlraum  des  heutigen 
Achensees  aushob,  von  ihren  eigenen  Gletschern  erfüllt.  Die  Grund- 
moränen von  Pertisau  scheinen  dafür  zu  zeugen,  daß  der  Inntal- 
gletscher  diese  Karwendelgletscher  unterschob  und  sich  in  ihr  Gebiet 
ein  Stück  weit  hineindrängte.  Die  Tatsache,  daß  am  Abhänge  des 
Stampfer  Köpfls,  nordwestlich  von  Pertisau,  etwa  100  m  oberhalb  des 
Streifens  von  Inntalgrundmoräne,  eine  kalkalpine,  viel  weniger  be- 
arbeitete Grundmoräne  ansteht,  läßt  sich  leicht  in  dem  angegebenen 
Sinne  erklären.  Ob  diese  Talzweige  auch  so  tief  vom  Eise  ausgefegt 
wurden  wie  der  Trog  des  heutigen  Achensees,  läßt  sich  nicht  beweisen. 
Da  bei  Pertisau  eine  Teilung  und  Stauung  der  Eisströmung  stattfand, 
ist  es  wahrscheinlich,  daß  hier  eine  höhere  Schwelle  blieb,  die  sich 
sowohl  gegen  den  Achensee  als  auch  die  hinterliegenden,  zu  Becken 
ausgehöhlten  Täler  erhob. 

Die  Bildung  des  heutigen  Achensees  zeigt  uns  in  ausgezeichneter 
Weise  die  eigenartige  Wirkungsweise  der  glazialen  Erosion.  Der  gegen 
das  Inntal  vorgeschobene  Teil  des  Walles  besitzt  an  dem  mächtigen 
talab  gestreckten  Kundhöcker  des  Tiergarten  und  an  den  Trocken- 
tälern von  Wiesing  und  Erlach  gewaltige,  in  der  Richtung  des  Inn- 
tales  streifende  Einfurchungen.  Wie  durch  einen  Pflug  erscheinen  diese 
Furchen  eingegraben,  wobei  im  Vergleiche  zur  Höhe  der  Aufschüttung 
stellenweise  weit  über  300  m  abgetragen  wurden.  Der  weiter  zurück- 
liegende Teil  des  Achenseewalles  wurde  durch  den  vorstehenden  Fels- 
rücken des  Stanserjoches  vor  der  von  West  nach  Ost  gerichteten  Eis- 
strömung geschützt.  Als  sich  vom  Strom  des  Inntaleises  ein  Seitenarm 
loslöste,  wurde  der  unter  der  Ablösungsstelle  befindliche  Schuttgrund 
sehr  wenig  angegriffen.  Erst  in  einiger  Entfernung  entfaltete  dieser 
abzweigende  Eisstrom  seine  aushöhlende  Tätigkeit  und  grub  so  das 
Becken  des  Achensees,  das  bei  Achenkirchen  durch  eine  Felsschwelle 
abgeschlossen  wurde,  über  150  m   tief  ein. 

Penck  vertritt  in  dem  Werke  „Die  Alpen  im  Eiszeitalter"  die 
Anschauung,  daß  der  Achenseedamm  am  Rande  eines  Gletschers  auf- 
geschüttet wurde,  welcher  einzelne  Vorstöße  gegen  das  Achental  machte 
und  endlich  nach  Ablagerung  des  Walles  dorthin  vordrang.  Dieser 
Gletscher  könnte  nur  der  des  Zillertales  gewesen  sein.  Wären  die 
Grundmoränen  des  Trockentales  von  Erlach  und  von  Eben  wirklich  von 
diesem  Gletscher,  wogegen  schon  ihre  Zusammensetzung  spricht,  so 
müßte  doch  durch  diesen  vorliegenden  Gletscher  der  Zufluß  von  Inn- 
talgeröllen  verhindert  worden  sein.  Solche  beteiligen  sich  aber  in  der 
hervorragendsten  Weise  an  dem  Aufbau  der  Schotter  und  Kiese  bis  zu 
den  höchsten  Lagen  hinauf.  Die  Mündung  des  Zillertalgletschers  liegt 
noch  beträchtlich  unterhalb  der  Öffnung  des  Achentales,  so  daß  es 
nicht  wahrscheinlich  ist,  daß  derselbe  so  weit  talauf  zurückgegriffen 
haben  könnte,  wo  ihm  außerdem  anfangs  der  Druck  des  angestauten 
Inntalsees,  später  die  aufgeschütteten  Schuttmassen    entgegenwirkten. 


128  Dr.  0.  Ampferer.  [38] 

Der  Riegel  yon  Karres. 

(Fig.   13.) 

Südlich  von  Imst  durchschneidet  der  Inn  in  enger  Schlucht  die 
Felsterrassen,  auf  denen  nördlich  die  Ortschaften  Karrösten  und  Karres, 
südlich  Arzl  und  Wald  liegen.  Nach  dem  Vorgange  von  Blaas  soll 
auch  hier  zur  Gesamtbezeichnung  der  Name:  „Riegel  von  Karres" 
gebraucht  werden.  Was  uns  an  diesem  Riegel  besonders  auffallt,  ist 
der  Umstand,  daß  hier  gleichzeitig  auf  beiden  Seiten  des  Inns  eine 
Felsterrasse  auftritt,  welche  im  Westen  mit  sehr  steilem  Gefälle  aus 
dem  Imster  Becken  aufstrebt  und  gegen  Osten  weit  flacher  absinkt. 
An  dem  Aufbau  der  Terrasse  ist  vorzüglich  das  Grundgebirge  beteiligt, 
während  die  losen  Aufschüttungen  nur  Ausfüllungen  von  Einsenkungen 
und  eine  dünne  Decke  bilden.  Geschichtete,  gerollte  Schotter  finden 
sich  nur  an  der  Südseite  des  Inns  auf  dem  Sattel  von  Arzl  und  bei 
Wald,  wo  sie  in  ungefähr  800  m  Höhe  einsetzen  und  von  Grund- 
moränen bedeckt  sind  Die  Grundmoränen  beherrschen  die  Terrasse 
sowohl  südlich  als  besonders  nördlich  vom  Inn,  indem  sie  aus  der 
Tiefe  des  Imster  Beckens  von  etwa  T20  m  an  (über  den  Felsen  des 
Imster  Bahnhofes,  bei  der  Königskapelle  und  am  Abhänge  bei  Brenn- 
bichl)  in  zahlreichen  Überresten  die  Felshöhen  überkleiden  und  jenseits 
derselben  nordöstlich  von  Roppen  unmittelbar  an  den  Lauf  des  Inns 
(680  m)  herantreten. 

Die  Oberfläche  des  Riegels  ist  sehr  unregelmäßig,  indem  neben 
dem  beträchtlichen  Gefälle  gegen  Osten  noch  mehrfach  aufragende 
Felshügel  sich  finden,  von  denen  die  bedeutendsten  nördlich  von  Arzl 
(946  m),  bei  der  Königskapelle,  westlich  von  Karrösten  (986  m),  süd- 
östlich von  Karres  und  nördlich  von  Roppen  liegen.  Die  Felshügel 
südöstlich  von  Karres  stellen  die  Umrandung  eines  Felsbeckens  dar, 
in  dem  auch  der  letztgenannte  Ort  sich  ausbreitet. 

Alle  diese  Felshügel  zeigen  in  der  Richtung  des  Inntales  ge- 
streckte und  abgerundete  Formen.  Nicht  selten  weisen  dieselben  noch 
verwaschene  Gletscherschliffe  auf,  an  denen  die  Felshöhen  um  Karres 
und  Karrösten  überhaupt  reich  sind.  Nördlich  von  Karrösten,  am 
Beginne  des  Weges  zur  Karröstner  Alpe  und  dann  in  den  Gräben, 
welche  nördlich  von  Karres  (Fig.  13)  gegen  die  Karreser  Alpe  aufsteigen, 
finden  sich  unmittelbar  unter  sehr  stark  bearbeiteten  Grundmoränen 
einzelne  noch  vollständig  blanke  Schlifflächen.  Die  Öffnung  des  Riegels 
gegen  das  Becken  von  Imst  ist  sehr  breit  und  wird  durch  die  großen 
Felshügel  von  Karrösten,  Arzl  sowie  durch  den  kleineren  von  der  Königs- 
kapelle in  vier  Furchen  zerlegt,  welche  sich  gegen  Osten  nähern  und 
undeutlich  verschmelzen.  Zwischen  Karres  und  Karrösten  ist  die  ganze 
nördliche  Terrasse  durch  eine  schräg  von  der  Königskapelle  und  von 
der  Innschlucht  aufstrebende  Fläche  unterbrochen,  welche  sich  mit 
den  steilen  Furchen  verbindet,  die  vou  ihr  zur  Karreser  Alpe  empor- 
steigen. In  diesem  Gebiete,  das  gleichsam  eine  in  den  ßergkörper  des 
Tschirgants  einspringende  Nische  darstellt,  gelangen  die  Grundmoränen 
in  ausgezeichneter  Entwicklung  und  vielfach  über  geschliffenen  Felsen 
zu  einer  gewaltigen  Entfaltung.  Vom  Steilabfall  der  Innschlucht  (bei 
780  m)  ziehen  sie  fast  ununterbrochen  bis  gegen  1400  m  Höhe  hinauf. 


[39]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  129 

An  dieser  über  600  m  hohen  Berglehne  kann  man  fort  und  fort  die 
besten  Aufschlüsse  in  der  typisch  entwickelten  Grundmoräne  finden, 
welche  neben  reichlichen  zentralalpinen  sehr  schön  geschliffene  und 
gekritzte  Geschiebe  aus  Kalk  und  Dolomit  enthält.  Bei  dem  Dorfe 
Karres  springt  wieder  die  Felsterrasse  weiter  vor  und  bildet  eine  große 
flache  Wanne,  welche  durch  aufragende  Hügel  sowohl  gegen  die  Inn- 
schlucht  als  auch  gegen  das  viel  tiefere  Becken  von  Roppen  abge- 
grenzt wird.  Ein  steiler  gefurchter  Abfall  leitet  in  das  letztere  Becken 
hinab,  dessen  Grund  teilweise  durch  geschichtete  Innschotter  und 
Sande  angefüllt  ist,  welche  von  jener  Innstauung  herrühren,  die  durch 
den  großen  Bergsturz  des  Tschirgants  herbeigeführt  wurde.  Die  Ein- 
buchtung von  Roppen  wird  im  Osten  durch  einen  Dolomithügel  be- 
schlossen, hinter  dem  die  Grundmoränen  in  großer  Mächtigkeit  bis 
zum  Inn  herabstreichen.  Die  südliche  Terrasse  zeigt  nicht  so  große 
Unregelmäßigkeiten,  aber  ebenfalls  eine  Grundmoränendecke.  Am  auf- 
fallendsten  ist  der  groß*     abgerundete  Felshügel   nördlich  von  Arzl. 

Fig.  13. 

Tj-c/iirga.7tt 


Jenseits  der  Pitztalschlucht  liegt  die  Terrasse  von  Wald,  welcher  die 
höhere  von  Schweighof  und  die  tiefere  von  Ried  angelagert  ist.  Dann 
findet  sich  östlich  noch  ein  kleiner  Vorsprung  bei  Hoheneck,  der  aber 
bereits  unmittelbar  gegen  das  Inntal  in  steiler  Neigung  abfällt.  Durch 
die  bisher  beschriebenen  Oberflächenformen,  die  Gefällsverteilung  und 
die  Grundmoränendecke  ist  die  glaziale  Gestaltung  des  Riegels  zu 
seiner  vorliegenden  Form  erkenntlich  gemacht.  Die  Grundmoränen- 
decke hebt  sich,  aus  der  Tiefe  des  Imster  Beckens  steil  ansteigend,  auf 
die  Terrassen,  überkleidet  nicht  nur  dieselben,  sondern  greift  ander- 
wärts noch  bis  1400  m  an  das  Berggehänge  empor  und  steigt  dann 
mit  ihnen  bis  zum  jetzigen  Innbett  hinunter.  Aus  der  Beobachtung, 
daß  die  Grundmoränendecke  im  Westen  von  beiden  Seiten  noch  ziemlich 
tief  in  den  Einriß  der  Innschlucht  herabstreicht,  kann  man  den  Schluß 
ziehen,  daß  wenigstens  ein  Teil  derselben  bereits  durch  das  Eis  aus- 
gehobelt wurde. 

Die  Frage  nach  dem  Alter  und  der  Entstehung  des  Felsriegels 
von  Karres  ist  besonders  durch  Blaas  mehrfach  berührt  worden. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (0.  Ampferer.)  17 


130  Dr.  0.  Ampferer.  [40] 

Um  hier  zu  einiger  Klarheit  durchzudringen,  müssen  wir  die 
Aufschlüsse  des  Gurgltales,  der  Mieminger  Terrasse  und  des  Inntales 
zwischen  Imst  und  Telfs  zusammenhalten.  Nach  dem  Rückzüge  der 
Würmvergletscherung  dürften  beide  hmtalzweige,  sowohl  der  nun 
unter  der  Mieminger  Terrasse  begrabene  als  auch  der  heutige,  offen 
gestanden  sein.  Damit  soll  aber  keineswegs  behauptet  werden,  daß 
der  Tallauf  Imst — Nassereith — Telfs  auch  noch  vom  Inn  benützt  werden 
konnte.  In  die  Reliefverhältnisse  der  damaligen  Zeit  können  uns 
unter  der  Voraussetzung,  daß  inzwischen  keine  tektonischen  Ver- 
änderungen diesen  Alpenteil  betrafen,  die  verschiedenen  geschichteten 
Ablagerungen  einigen  Einblick  gewähren.  Sie  füllten  die  Hohlräume 
der  Talzüge  aus  und  haben  so  wenigstens  einige  spärliche  Reste 
derselben  vor  der  späteren  Erosion  aufbewahrt.  Bei  Imst  stoßen 
wir  unter  der  Nagelfluh  in  etwas  über  800  m  Höhe  auf  den  alten 
Talboden,  bei  Nassereith  ist  bei  820  m  der  Felsgrund  noch  nicht 
erschlossen.  Dann  fehlen  die  Aufschlüsse  bis  zum  Klammbach  bei 
Motz,  der  sehr  wichtige  Angaben  liefert.  In  seinem  Hintergrunde 
ragt  der  Felsgrund,  welcher  Schloß  Klamm  trägt,  bis  871  m  empor. 
Durch  die  umliegenden  Gräben  wird  aber  erschlossen,  daß  wir  es 
hier  mit  einer  Felsnase  zu  tun  haben,  die  beträchtlich  über  ihre 
Umgebung  aufragte.  Nahe  an  der  Mündung  dieses  Tales  sehen  wir 
die  geschichteten  Ablagerungen  in  etwas  unter  700  m  Tiefe.  Da  hier 
sicher  schon  damals  eine  Verbindung  mit  dem  Inntale  bestand,  so 
können  wir  seine  Höhe  zu  jener  Zeit  bei  Motz  als  fast  gleich  der 
jetzigen  einschätzen.  Durch  diese  Tatsache  wird  eine  weitere  Ver- 
folgung der  beiden  Talläufe  gegen  Osten  unnötig,  da  sie  ja  bereits 
bei  Motz  gleichsohlig  gewesen  sein  dürften.  In  der  Nähe  von  Telfs 
finden  wir  übrigens  am  Ostrande  der  Mieminger  Terrasse  den  Fels- 
boden in  den  maßgebenden  mittleren  Lagen  nirgends  erschlossen. 
Östlich  vom  Mörderloch  lagert  Bänderton  bis  670  m  an  die  Fels- 
rücken von  St.  Moriz. 

Im  Tallauf  des  heutigen  Inntales  fehlen  geschichtete  Ablage- 
rungen aus  jener  Zeit  fast  völlig.  Nur  auf  den  Terrassen  von  Arzl 
und  Wald  sind  geschichtete  Schotter  aufbewahrt  geblieben,  welche 
von  Grundmoränen  überlagert  sind.  Ihre  untere  Grenze  gegen  das 
Grundgebirge  dürfte  in  800  m  Höhe  zu  setzen  sein.  Wie  wir  aber 
wissen,  greifen  die  deckenden  Grundmoränen  beträchtlich  tiefer  in  die 
Innschlucht  hinab,  so  daß  es  nicht  ausgeschlossen  ist,  daß  jene  Furche 
in  der  Gegend  vom  Imster  Bahnhof  in  tieferer  Lage  einst  von  Schottern 
erfüllt  war,  welche  durch  das  Eis  wieder  herausgefegt  wurden. 

Aus  diesen  Beobachtungen  kann  gefolgert  werden,  daß  beide 
Tallinien  in  der  Gegend  von  Imst  in  ungefähr  800  m  Höhe  sich  zu 
teilen  begannen  und  bei  Motz  in  690 — 680  m  Höhe  miteinander  in 
Verbindung  standen.  Wahrscheinlich  lag  jedoch  schon  damals  die 
südlichere  Linie  tiefer  und  die  nördliche  wurde  nicht  mehr  zusammen- 
hängend benützt.  Für  die  südliche  Linie  kam  in  der  Strecke  von 
Imst  bis  Motz  damals  ein  Gefälle  von  ungefähr  100  m  auf  18  km 
zur  Verwendung  (jetziges  Gefälle  =  60  m).  Das  Becken  von  Imst 
war  oberhalb  des  Riegels  von  Karres  nach  dem  Rückzuge  der  Würm- 
vergletscherung noch   nicht  unter  800  m  hinab    ausgehölt  und  der 


["41]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  131 

Inn  schnitt  seinen  Weg  als  flache  Rinne  in  den  eben  genannten  Fels- 
riegel ein.  Durch  die  Talverstauung  des  Zillertaler  und  Ötztaler 
Gletschers  kam  die  gewaltige  Aufschüttung  von  Bändertonen,  Sanden 
und  Schottern  zustande.  Da  der  mächtige  Ötztaler  Gletscher  das 
heutige  Inntal  zwischen  Imst  und  Motz  sperrte,  wurde  besonders  die 
Talfurche  Telfs — Nassereith — Imst  mit  riesigen  Schuttmassen  erfüllt, 
welche  aus  dem  Imster  Becken  sich  auch  zum  Riegel  von  Karres 
herüberbreiteten.  Später  dürfte  das  Gebiet  des  genannten  Felsriegels 
wohl  sicher  durch  den  Pitztalgletscher  bedeckt  worden  sein.  Die 
Schotter  von  Arzl  und  Wald  deuten  darauf,  daß  wenigstens  zu  Beginn 
der  Aufschüttung  der  Riegel  von  Karres  noch  eisfrei  war.  Beim  Vor- 
rücken der  Vergletscherung  dürfte  der  Gletscher  des  Pitztales  sich 
am  Felshang  des  Tschirgants  gestaut  und  geteilt  haben.  Ein  Teil 
wendete  sich  talab  und  vereinigte  sich  mit  dem  Ötztaler  Eise,  ein 
anderer  kehrte  sich  gegen  das  Gurgltal.  Auf  diese  Weise  bedeckte 
der  Pitztalgletscher  den  Riegel  von  Karres,  bis  der  Gletscher,  welcher 
im  Inntal  herabrückte,  jenen  Überdruck  gewann,  der  genügte,  um 
den  Pitztalgletscher  völlig  inntalabwärts  zu  lenken.  Der  Inntalgletscher, 
welcher  sich  ins  Gurgltal  hineinschob,  höhlte  in  der  Gegend  von 
Imst  ein  tiefes  Becken  aus,  welches  sich  gegen  Nassereith  ausdehnte. 
Die  Erosionskraft  des  Pitztalgletschers  wurde  auf  dem  Riegel  von 
Karres  durch  die  Stauung  am  entgegenstehenden  Tschirganthang 
nahezu  aufgehoben  und  gewann  erst  wieder  gegen  Osten  eine  Zu- 
nahme. So  schützte  dieser  Gletscher  seine  Unterlage  im  Gebiete 
seiner  Anstauung  (den  Riegel  von  Karres),  während  der  Inntal- 
gletscher das  Becken  von  Imst  eintiefte.  Daß  dieser  letztere  Gletscher 
endlich  aus  seinem  Becken  gegen  den  Riegel  von  Karres  anstieg  und 
den  Pitztalgletscher  dabei  unterschob  und  zur  Seite  drückte,  geht 
wohl  aus  den  ansteigenden  Felsfurchen,  der  Form  der  Felshügel  und 
der  Zusammensetzung  der  hinterlassenen  Grundmoränen  hervor.  Jeden- 
falls aber  verdankt  der  Riegel  von  Karres  seine  Erhaltung  vor  allem 
dem  Eisstrome,  der  von  Süden  herkam  und  einerseits  seine  eigene 
Kraft  am  Tschirganthange  brach,  während  er  anderseits  auch  die 
Einwirkung  des  Inntalgletschers  an  dieser  Stelle  bedeutend  ver- 
ringerte. Nach  dem  Rückzuge  der  Bühlgletscher  lag  der  Riegel  von 
Karres  ungefähr  in  seiner  jetzigen  Form  da.  Oberhalb  war  das  Becken 
von  Imst  um  mindestens  100  m  eingetieft  und  unterhalb  senkte  sich 
ebenso  ein  Felsbecken  ein,  das,  wie  die  Grundmoränenaufschlüsse 
von  Roppen  zeigen,  unter  das  jetzige  Innniveau  hinabtauchte.  Zu- 
gleich hatte  der  Inntalgletscher  beim  Anstieg  aus  dem  Imster  Becken 
in  den  Riegel  von  Karres  Furchen  eingeschliffen,  deren  tiefste  der 
Inn,  nachdem  er  in  jenem  Becken  einen  genügenden  Stausee  ge- 
schaffen, zum  Überfall  ins  tiefere  Becken  von  Roppen  benützte.  Das 
Vorhandensein  solcher  tieferer  Furchen  folgt  aus  der  Beobachtung, 
daß  die  weitverbreitete  Grundmoränendecke  nicht  abgeschwemmt 
wurde.  Die  großartige,  bis  1400  m  aufsteigende  Grundmoränendecke 
nördlich  von  Karres  zeigt  in  ausgezeichneter  Weise  die  gewaltigen 
hier  stattgefundenen  Aufstauungen  an,  welche  sich  sowohl  hier  als 
auch  westlich  von  Karres  am  Kopfschwindl  (982  m)  in  der  Ausprägung 
steil  bergan  steigender  Furchen  äußerte. 

17* 


132  Dr.  0.  Ampferer.  [42] 

Das  Becken  von  Imst  setzt  sich  ins  Gurgltal  fort.  Bei  Nasse- 
reith  sehen  wir  mit  hohem,  steilem  Abfall  die  Mieminger  Terrasse 
anheben.  Von  ihrem  Westrande  ist  ein  großes  Stück  das  Werk  von 
Wassererosion,  wie  der  Schuttkegel  von  Dormiz  beweist.  Anderseits 
ziehen  aber  im  nördlichen  Teile  ihres  Abfalles  Grundmoränen  gegen 
Nassereith  (bis  880  m)  herab.  Wichtig  für  das  Verständnis  der  Talbildung 
ist  auch  die  Beobachtung,  daß  im  Fernpaßtal  beim  Gipsbruch  stark 
bearbeitete  Grundmoränen  unmittelbar  über  dem  Talboden  bei  910  m 
erhalten  sind.  Berücksichtigt  man  dann  das  junge  Alter  des  großen 
Bergsturzes,  welcher  erst  den  Fernpaß  auftürmte  (siehe  Verhand- 
lungen der  k.  k.  geol.  R.-A.  Wien  1904,  Heft  3),  so  liegt  es  nahe 
anzunehmen,  daß  der  Strom  des  Inntalgletschers  sich  bei  Nassereith 
einerseits  eine  tiefe  Furche  im  Tal  des  Fernpasses  gegen  Norden 
grub,  während  er  anderseits  auf  der  Höhe  von  Holzleiten  die  unter- 
liegenden Schotter  nur  sehr  unbedeutend  angriff.  Das  Tal  des  Fern- 
passes, welches  vor  dem  Bergsturze  höchstwahrscheinlich  gegen  Süden 
geneigt  war,  dürfte  ja  ebenfalls  in  beträchtlicher  Weise  von  Schottern 
und  Sanden  aufgeschüttet  worden  sein,  in  welche  dann  der  nordwärts 
fließende  Zweig  des  Inntalgletschers  die  Fortsetzung  des  Imster 
Beckens  einhöhlte.  Ob  nach  dem  Rückzuge  des  Bühlvorstoßes  das 
Tal  nach  Süden  entwässert  wurde,  ist  nicht  sicher,  doch  liegt  außer 
dem  großen  Bergsturze  kein  Grund  zur  Umkehr  seines  Gefälles  vor. 

Eigentümlich  bleibt  aber  die  Erscheinung,  daß  bei  Nassereith 
der  Gletscher  lieber  das  geschlungene,  enge  Fernpaßtal  als  die  breite 
Fortsetzung  des  Gurgltales,  die  Schutterrasse  von  Holzleiten  ein- 
tiefte. Nur  an  wenigen  Stellen  ist  die  Oberfläche  der  Schutterrasse 
bis  zu  solcher  Höhe  erhalten  wie  bei  Holzleiten  (über  1000  m).  Nach 
den  übrigen  Höhenständen  der  geschichteten  Ablagerungen  und  ihrer 
Grundmoränendecke  zu  schließen,  müssen  wir  annehmen,  daß  die 
Schotter  von  Holzleiten  beinahe  gar  nicht  von  dem  darüber  strömen- 
den Eise  angegriffen  wurden.  In  grellem  Gegensatz  dazu  finden  wir 
im  Imster  Becken  am  Imster  Bahnhof  und  bei  Brennbichl  die  Grund- 
moränendecke in  720  m  Höhe,  von  wo  sie  sich  längs  dem  Gurgltale 
nur  allmählich  hebt  und  östlich  von  Nassereith  bei  880  m,  am  Gips- 
bruch vor  Fernstein  bei  910  m  ansteht.  Der  Anstieg  der  Grund- 
moränendecke aus  dem  Imster  Becken  auf  die  Hochfläche  der  Mieminger 
Terrasse  beträgt  über  300  m,  wobei  mindestens  120  m  auf  den  kurzen 
letzten  Aufschwung  östlich  von  Nassereith  fallen. 

Zur  Erklärung  dieser  eigentümlichen  Verhältnisse  kann  man 
vielleicht  anführen,  daß  die  Mieminger  Terrasse,  als  sie  der  Inntal- 
gletscher  längs  des  Gurgltales  erreichte,  bereits  von  den  Lokal- 
gletschern ihres  Hochgebirgskammes  besetzt  war,  welche  längere 
Zeit  der  Einwirkung  des  Inntalgletschers  Widerstand  zu  leisten  ver- 
mochten. Das  Fernpaßtal  aber  war  wenigstens  in  seinem  Beginne 
vom  Einfluß  der  Lokalgletscher  weniger  betroffen.  Diese  Umstände 
werden  schon  durch  die  Verteilung  der  Schuttablagerungen  aus  der 
Zeit  des  Gschnitzstadiums  erläutert.  Während  die  Mieminger  Terrasse 
mehrfach  von  Schuttwällen  und  Schuttfeldern  dieses  Stadiums  über- 
deckt ist,  bleiben  dieselben  längs  der  Fernpaßfurchen  in  den  Seiten- 
tälern zurück. 


[431  Studien  über  die  Inntalterrassen.  1  33 

Die  südliche  Inntalterrasse  zwischen  Telfs — Volders. 

Die  größte  Ausdehnung  in  Länge  und  Breite  gewinnt  die  Inntal- 
terrasse südlich  des  Inns.  Sie  setzt  hier  mit  Felshügeln  und  Furchen 
östlich  von  Telfs  bei  Pfaffenhofen  ein  und  zieht  ununterbrochen  bis 
in  die  Gegend  von  Wattens,  wo  sie  ebenfalls  mit  Felsstufen  endigt. 
Durch  die  tiefen  Schluchten  der  Melach  und  der  Sill  wird  ihr  Be- 
reich in  drei  Stücke  zerlegt,  von  denen  wieder  jedes  noch  durch 
unbedeutendere  Bacheinrisse  weiter  zergliedert  wird. 

Am  Aufbau  dieser  lang  hinstreichenden  Terrasse  ist  vor  allem 
das  Grundgebirge  beteiligt  und  nur  im  westlichsten  Abschnitte  ober- 
halb der  Mündung  des  Seilraintales  herrschen  die  geschichteten  Ab- 
lagerungen vor.  Geschichtete  Ablagerungen  und  Grundgebirge  sind 
jedoch  in  einer  Weise  aneinandergefügt,  daß  die  Terrasse  in  ihrer 
Gesamtheit  aus  einiger  Entfernung  den  Eindruck  von  Gleichmäßigkeit 
und  Einheitlichkeit  erweckt.  An  keinem  anderen  Teile  der  Inntal- 
terrasse tritt  die  Eigenart  ihres  Felskernes  so  unverhüllt  zutage  und 
ohne  die  Verkleidung  und  Ausfüllung  mit  geschichteten  Ablagerungen, 
Grundmoränen  und  Gehängeschutt  würde  niemand  diese  unregel- 
mäßigen Felsschwellen  für  Werke  von  Wassererosion,  für  Reste  alter 
Talböden  gehalten  haben.  Wenn  wir  diese  Terrasse  von  ihrer  Schutt- 
bedeckung befreit  vor  uns  liegen  hätten,  würden  ihre  Formen,  ihr 
auf-  und  absteigendes  Gefälle  ohne  weiteres  die  Gedanken  an 
Wassererosion  als  völlig  unzutreffend  erscheinen  lassen. 

Der  westlichste  Abschnitt  der  Terrasse  zwischen  Pfaffenhofen 
und  Sellraintal  zeigt  einen  verhältnismäßig  recht  einfachen  Aufbau, 
welcher  besonders  an  den  Einschnitten  des  Flaurlinger  und  Inzinger 
Tales  sowie  am  „Reissenden  Ranggen"  südlich  von  Zirl  erschlossen 
ist.  Am  Flaurlinger  und  Inzinger  Graben  haben  wir  mächtige,  ziem- 
lich grobe,  meist  horizontal  geschichtete  Schotter  vor  uns,  in  denen 
sehr  reichlich  Gesteine  des  betreffenden  Bachgebietes  sich  finden.  Diese 
Ablagerungen  werden  von  sehr  undeutlich  entwickelten  Grundmoränen 
überlagert.  Da  in  ihnen  Kalke,  Serpentine,  Dolomite  und  andere 
leicht  schleifbare  Gesteine  äußerst  selten  sind,  wird  die  Unter- 
scheidung der  Grundmoränen  eine  ziemlich  unsichere. 

Erst  unterhalb  des  Sellraintales  finden  sich  in  den  Grundmoränen 
wieder  häufiger  deutliche,  geschliffene  und  gekritzte  Geschiebe,  da 
von  den  Triasgesteinen  der  Kalkkögel  und  weiter  abwärts  von  denen 
der  übrigen  Sillbuchtgebirge,  dann  von  den  Serpentinen  und  Brenner- 
schiefern  leicht  bearbeitbares  Material  gespendet  wurde.  Der  mächtige 
Aufschluß  am  „Reißenden  Ranggen"  wurde  von  Blaas  im  Jahrbuche 
der  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  Wien  1890,  1.  Heft,  S.  33  und  neuerdings 
von  Penck  in  dem  Werke  „Die  Alpen  im  Eiszeitalter",  S.  330  ein- 
gehender beschrieben.  Wir  haben  bis  790  w  schräg  nordwestlich 
fallende  Deltaschotter  und  Sande,  darüber  horizontal  geschichtete 
grobe  Schotter,  auf  der  Höhe  bei  836  m  Spuren  einer  Grundmoränen- 
decke. Infolge  der  undeutlichen  Ausbildung  der  Grundmoränen  ist  es 
für  dieses  Terrassenstück  sehr  schwer,  genau  ihre  Verteilung  anzugeben. 
Der  Beginn  der  Terrasse  besteht,  wie  schon  erwähnt,  aus  ziemlich 
wenig  ausgeprägten  Felsstufen,  an  die  sich  schon  westlich  des  Flaur- 


134  Dr.  0.  Ampferer.  [44] 

linger  Tales  eine  Stufe  aus  groben  Schottern  lehnt.  Östlich  von  diesem 
Tale  verbreitert  sich  die  Schotterterrasse  rasch  und  bildet  an  der 
Oberfläche  zwei  Stufen,  welche  nach  kurzem  Hinstreichen  am  Pollinger 
Berge  von  einer  Anzahl  aus  dem  steilen  Berggehänge  herabschießender 
Gräben  zerschnitten  werden.  Am  Abhänge  gegen  das  Dorf  Flaurling 
lassen  sich  Grundmoränenreste  ziemlich  tief  gegen  das  Inntal  hinab 
verfolgen  und  sind  auch  auf  der  Höhe  des  Flaurlinger  Berges  weit 
verbreitet. 

Südlich  von  Inzing  gewinnt  die  Terrasse  neuerlich  bedeutend  an 
Breite  und  zugleich  stellt  sich  ein  ausgesprochenes  Trockental  ein, 
welches  frei  über  dem  Inzinger  Graben  beginnt  und  sich  gegen  das 
Schindeltal  nach  Osten  absenkt.  Der  Giggl-  und  Kienberg  trennen 
dieses  Trockental  vom  Inntale.  Der  Aufbau  dieser  Anhöhen  ist  durch 
große  Ziegeleien  teilweise  eröffnet  und  wir  sehen  von  der  Innebene 
an  Bändertone  emporwachsen,  die  in  Mehlsande  und  gröbere  Schotter 
übergehen.  Östlich  und  westlich  werden  die  Bändertone  durch  Sande 
und  Schotter  ersetzt,  welche  besonders  in  der  Nähe  der  Seitentäler 
vorherrschend  werden. 

Das  Schindeltal  durchschneidet  die  ganze  lose  aufgeschüttete 
Terrasse  bis  zum  Abfall  des  Gebirges  und  zeigt  deren  bedeutende 
Mächtigkeit. 

Hoch  über  der  Terrasse  von  Inzing  treffen  wir  am  Nordabhange 
des  Rangger  Köpfls  (1160  m)  auf  die  gegen  Osten  abfallende  Fels- 
furche des  ersten  Ebener  Bergis. 

Zwischen  Schindeltal  und  Melach  wird  die  sehr  breit  gewordene 
Terrasse  durch  das  lange  und  tiefe  Rettenbachtal  in  einen  südlichen 
und  nördlichen  Streifen  zerlegt.  Der  Rettenbach  hat  höchstwahr- 
scheinlich nicht  selbst  dieses  paralell  mit  dem  Gebirgshange  hinziehende 
Tal  geschaffen,  sondern  nur  das  einmal  vorhandene  benützt  und  weiter 
ausgebildet.  Das  Tal  beginnt  in  der  Nähe  der  Ortschaft  Ranggen  mit 
flachen,  weiten  Mulden,  welche  gegen  den  Graben  des  Schindeltales 
offen  abbrechen  und  den  wenigen  Aufschlüssen  nach  von  Grundmoränen 
bedeckt  sind.  Eine  ziemlich  ausgedehnte  Decke  von  Grundmoränen 
überzieht  die  Terrassenstufe  südlich  des  Rettenbaches,  auf  welcher 
Ober-Perfuß  liegt.  Auch  hier  weist  die  Oberfläche  mehrere  gegen 
Osten  abfallende  Trockentäler  auf,  welche  am  Steilabfalle  gegen  den 
tief  eingesenkten  Schuttkegel  der  Melach  abgerissen  enden.  Südlich 
von  Ober- Perfuß  setzt  sich  die  Terrasse  ansteigend  bis  in  die  Öffnung 
des  zwischen  Roßkopf  und  Rangger  Köpfl  eingetieften  Krimpenbach- 
tales fort. 

Das  Sellraintal  begrenzt  die  Terrasse  von  Ober-Perfuß  und  die 
Abhänge  derselben  scheinen  hier,  soweit  erkennbar,  Erosionsränder 
zu  sein.  Jenseits  dieses  Tales  gewinnt  die  Terrasse,  obwohl  ihr  Nord- 
rand bedeutend  zurückweicht,  sehr  an  Breite.  Während  nämlich  im 
Westen  des  Sellraintales  der  mächtige  Bergwall  des  Rangger  Köpfls 
(1933  m)  die  Terrasse  südlich  begrenzt,  drängt  sich  die  letztere  östlich 
von  diesem  Tale  so  weit  nach  Süden,  daß  sie  die  Fortsetzung  dieses 
Bergrückens  zu  bilden  scheint.  Wenn  man  von  Osten  her  über  die 
Terrasse  wandert,  glaubt  man  nach  dem  Gesichtseindrucke,  daß  das 
Raugger    Köpfl    der   Terrasse   aufgesetzt   sei,     da   es   sich   mit   sehr 


[45]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  135 

allmählichem  Anstiege  darüber  erhebt.  Die  plötzliche  Verbreiterung 
der  Inntalterrasse  ist  aufs  engste  mit  der  Mündung  des  Sellraintales 
verbunden  und  wir  werden  die  gleichen  Erscheinungen  nur  in  noch 
viel  größerem  Maßstabe  an  der  Sillmündung  wiederfinden.  In  beiden 
Fällen  treffen  wir  an  der  Westseite  der  Talmündung  stark  vortretende, 
abgerundete  Bergrücken,  an  der  Ostseite  eine  breit  entfaltete  Ter- 
rasse, die  sich  auffällig  in  das  Seitental  hineinzieht.  Wollte  man  diese 
eigentümlichen  Ecken  der  Terrassen  auf  W'assererosion  zurückführen, 
so  müßte  man  annehmen,  daß  sowohl  die  Melach  als  auch  die  Sill 
bei  ihrem  Eintritte  ins  Inntal  plötzlich  eine  diesem  Tale  fast  parallele 
Richtung  eingeschlagen  hätten.  Für  ein  so  merkwürdiges  Verhalten 
ist  kein  Grund  ersichtlich  und  wir  werden  außerdem  sehen,  daß  sich 
noch  andere  Beobachtungen,  welche  dagegen  sprechen,  aufführen  lassen. 

Die  Mündung  des  Sellraintales  ist  eine  enge,  gewundene  Fels- 
klamm, welche  sich  erst  in  der  Gegend  der  Ortes  Sellrain  erweitert. 
Ungefähr  zugleich  mit  der  Talerweiterung  macht  sich  am  östlichen 
Talgehänge  der  Beginn  der  Terrasse,  und  zwar  zuerst  als  eine  gegen 
das  Inntal  hin  ansteigende  Leiste  erkenntlich.  Die  Weitung  von 
Sellrain  und  die  zur  Terrasse  von  Grinzens  hinaufführende  Gehänge- 
leiste weisen  Schuttbedeckung  von  der  Art  der  Grundmoränen  auf. 
Deutlicher  wird  die  Grundmoränendecke  auf  der  breiten  Terrasse 
von  Grinzens,  Axams,  Birgitz  und  Götzens,  wenn  sich  auch  noch 
vielfach  darüber  jüngerer  Schutt  ausbreitet. 

Die  Grundlage  dieser  weitflächigen  Terrasse  bildet  Fels  und 
nur  am  nördlichen  Rande  ist  eine  Zone  angelagert,  wo  sich  vom  Niveau 
des  Inns  bis  über  820  m  empor  nur  lose  Schuttablagerungen  finden. 
Diese  Zone  beginnt  südlich  von  Keniaten  als  schmale  Anlagerung,  wird 
dann  im  Gebiete  des  Axamer  und  Geroldsbaches  ziemlich  breit  und 
verliert  sich  an  den  Abhängen  des  Klosterberges  westlich  von  Wüten. 
Ihr  Aufbau  ist  der  gewöhnliche  mit  Bändertonlagern  in  der  Tiefe, 
die  an  den  Mündungen  von  Seitentälern  von  Mehlsand  oder  Schottern 
ersetzt  m  erden,  velche  überall  die  höheren  Lagen  beherrschen. 
Je  nach  der  wechselnden  Höhe  der  Felsunterlage  greifen  die  ge- 
schichteten Ablagerungen  mehr  oder  weniger  weit  nach  Süden.  Die 
Felsunterlage  wird  durch  die  Schlucht  der  Melach  und  den  Graben 
des  Sendersbaches  im  Westen  ausreichend  erschlossen.  Letzterer  zeigt 
deutlich,  daß  die  Oberfläche  der  Felsterrasse  gegen  das  Inntal  zu 
mit  einer  Erhebung  abschließt,  welche  jetzt  von  diesem  Bache  mit 
Wasserfällen  durchsägt  wird.  Diese  durch  den  Sendersbach  erschlossene 
Felswanne  senkt  sich  gegen  Osten,  wie  die  Aufschlüsse  am  Axamer 
Bache  beweisen,  der  das  Grundgebirge  bereits  in  tieferer  Lage  ent- 
blößt. Während  wir  aus  diesen  Aufschlüssen  eine  breite,  aus  dem 
Sellraintale  unter  sehr  spitzem  Winkel  gegen  Völs  sich  senkende 
alte  Felswanne  erkennen,  begegnen  wir  östlich  des  Geroldsbaches 
beträchtlich  höheren  Felsrücken. 

Unterhalb  von  Axams,  bei  Birgitz  treffen  wir  Grundgebirge; 
Götzens  liegt  teilweise  auf  demselben,  das  einen  Höhenrücken  bildet, 
welcher  den  Geroldsbach  überschreitet  und  dann  ununterbrochen  in 
flach  gerundeten  Kuppen  mit  Felswannen  und  Furchen  bis  zum  Durch- 
bruche  der   Sill  hinstreicht.     Westlich    von  Götzens  ist   sein  Verlauf 


136  Dr.  0.  Ampferer.  [46] 

durch  den  Schuttkegel  des  Geroldsbaches  größtenteils  verhüllt,  östlich 
davon  kann  man  ihn  fortlaufend  beobachten.  Er  wird  von  dem  südlichen 
Gebirge  durch  ein  breites,  gegen  Osten  abfallendes  Trockental  ge- 
trennt, in  dem  das  Dorf  Natters  erbaut  ist.  Der  Rücken  selbst  zeigt 
auf  weite  Strecken  nackten,  gerundeten,  gefurchten  Fels  und  hebt 
sich  in  flachen  Wellen  auf  und  ab.  Wie  die  Aufschlüsse  im  unteren 
Teile  des  Geroldsbaches  beweisen,  streicht  die  Felswanne,  welche 
jetzt  das  Trockental  von  Omes  trägt,  parallel,  aber  in  viel  tieferer 
Lage  mit  diesem  Felsrücken  gegen  das  Inntal.  Nach  diesen  Angaben 
können  wir,  falls  wir  von  einer  noch  eingehenderen  Gliederung  Ab- 
stand nehmen,  die  Felsterrasse  zwischen  Seilrain-  und  Silltal  als  eine 
breite,  flache  Mulde,  als  einen  hohen,  flachkuppeligen  Rücken  und 
eine  höhere,  schmälere  Mulde  auffassen.  Von  diesen  streichen  die 
beiden  ersteren  Elemente  schräg  gegen  Nordosten,  während  die  Mulde 
von  Natters  den  Raum  bis  zum  Gebirgshange  einnimmt  und  mit  der 
Terrasse  am  Westufer  verschmilzt.  Der  Felsrücken,  welcher  die  beiden 
Wannen  trennt,  ist  bei  Götzens  noch  schmal,  verbreitert  sich  dann 
aber  im  Bereiche  des  Klosterberges.  Seine  Forsetzung  bildet  jenseits 
der  Sill  der  Kamm  der  Lanser  Köpfe.  Dabei  geht  dieser  Felsrücken 
aus  seiner  nordöstlichen  Richtung  in  eine  fast  westöstliche  über  und 
streicht  so  quer  über  die  Mündung  der  Sill  hinweg,  die  ihn  zwar  mit 
tiefer  Schlucht  entzweigesägt,  aber  nicht  in  seiner  Fortsetzung  ge- 
hemmt hat. 

Die  Oberfläche  der  Terrasse  zwischen  Sellrain-  und  Silltal  bringt 
diese  bedeutenden  Unebenheiten  des  Felskernes  nicht  zum  Ausdrucke, 
da  dieselben  durch  die  geschichteten  Ablagerungen,  durch  eine  Grund- 
moränendecke und  jüngeren  Schutt  (wahrscheinlich  von  Lokalgletschern) 
verhüllt  werden.  Die  nach  der  Aufschüttung  der  geschichteten  Ab- 
lagerungen angelegten  Oberflächenformen  laufen  ziemlich  gleichmäßig 
über  Schutt  und  Fels. 

Das  in  die  geschichteten  Ablagerungen  neu  eingeprägte  Relief 
deckt  sich  im  großen  und  ganzen  mit  dem  der  Felsunterlage.  Der 
breiten,  aus  dem  Seilraintale  gegen  das  Inntal  geneigten  Felswanne 
entsprechen  in  der  Neigung  und  Richtung  kleine  Trockentäler  bei 
Grinzens  und  etwas  nördlicher  die  große  Talwanne  von  Omes,  welche 
frei  über  dem  Graben  des  Sendersbaches  beginnt  und  sich  nach  Völs 
hinabsenkt.  Der  größere  Teil  dieses  Talzuges  wird  jetzt  vom  Axamer- 
bache  benützt,  der  nach  Durchschneidung  der  höheren  Mulden  unter- 
halb von  Axams  seitlich  einmündet  und  die  untere  Hälfte  des  Tales 
durchfließt.  Daß  der  Talzug  von  Omes  in  seiner  ersten  Anlage  nicht 
ein  Werk  der  Wassererosion  sein  kann,  hat  bereits  Blaas  (1885)  in 
seiner  Arbeit  über  die  Glazialformation  im  Inntal  (Zeitschrift  des 
Ferdinandeums  für  Tirol  und  Vorarlberg,  III.  Folge,  29.  Heft,  Innsbruck 
1885)  eingehend  erörtert  iS.  89—97).  In  jener  Arbeit  wird  überhaupt 
den  Erscheinungen  der  glazialen  Erosion  in  hervorragender  Weise 
die  Aufmerksamkeit  zugewendet  und  die  Darstellung  der  südlichen 
Inntalterrasse  zwischen  Sellraintal  und  Volders  ist  in  dieser  Hinsicht 
so  vortrefflich,  daß  man  sie  heute  noch  als  mustergültig  anerkennen 
muß.  Ich  kann  dieses  Umstandes  um  so  dankbarer  gedenken,  als  mir 
dadurch   vielfach   die  Mühe    einer   neuerlichen  Beschreibung   erspart 


I"47]  Stadien  über  die  Inntalterrassen.  137 

blieb.  Einzelne  Stücke  des  Trockentales  von  Omes  sind  auch  durch 
Reste  von  Grundmoränen  als  glaziale  Bildungen  festgelegt.  So  treften 
wir  nordwestlich  von  Omes  Grundmoränen  und  bei  der  Ruine  Vellen- 
berg  steigen  dieselben  von  der  Höhe  der  Terrasse  beträchtlich  an 
dem  Abhänge  gegen  unser  Tal  hinab. 

Der  alte  Felsrücken,  welcher  unterhalb  von  Axams  sich  zeigt 
und  über  Birgitz,  Götzens  zum  Klosterberge  und  zu  den  Lanser  Köpfen 
sich  fortsetzt,  weist  eine  sehr  geringe  Schuttbedeckung  auf.  Deutliche 
Grundmoränen  sind  davon  unterhalb  von  Axams,  an  der  Brennerstraße 
westlich  vom  Berge  Isel  und  östlich  von  den  Lanser  Köpfen  erhalten, 
undeutliche  Reste  dagegen  finden  sich  in  ziemlich  weiter  Verbreitung. 

Der  Felswanne  zwischen  diesem  Höhenzug  und  dem  Gebirge 
entspricht  das  Trockental,  welches  von  Edenhaus  nach  Natters  zieht. 
Bei  Natters  finden  wir  in  demselben  umfangreiche  Einlagen  von 
Grundmoränen.  Oberhalb  von  diesem  Trockentale  streicht  südlich 
noch  eine  breite  Mulde  herüber,  welche  mehrere  Tälchen  gegen  das 
erstere  Tal  herabsendet.  In  der  Gegend  von  Natters  weiten  sich  diese 
Trockentäler  zu  einem  großen  Kessel  aus,  in  dem,  wie  schon  erwähnt, 
deutlich  entwickelte  Grundmoränen  eingelagert  sind.  Die  Mulde  von 
Natters  bricht  gegen  Osten  an  den  Steilabhängen  des  Silltales  ab. 
Als  charakteristisch  für  diese  Mulde  muß  noch  hervorgehoben  werden, 
daß  der  größte  Teil  derselben  eine  Einbuchtung  in  den  nördlich 
vorbeistreichenden  Felszug  des  Klosterberges  darstellt  und  man 
gewissermaßen  hier  eine  ältere  von  Süd  gegen  Nord  sich  hebende 
Felswanne  vor  sich  hat,  welche  von  der  jüngeren  ostwestlichen  Ein- 
furchung  überkreuzt  wird. 

Daß  die  Grundmoränen  vom  Klosterberg  gegen  die  ersten 
Serpentinen  der  Brennerstraße  bei  Wüten  über  geschichtete  Schotter, 
Sande  und  über  Grundgebirge  bis  nahezu  600  m  herabsteigen,  ist  von 
Blaas  und  Penck  bereits  mehrfach  betont  worden. 

Es  erübrigt  nun  noch  kurz  die  Aufmerksamkeit  auf  die  Spuren 
von  Ablagerungen  jüngerer  Lokalgletscher  zu  werfen.  Hier  stehen 
mir  leider  ziemlich  wenig  Beobachtungen  zu  Gebote,  von  denen 
sich  die  meisten  auf  die  höheren  Gebiete  der  südlichen  Quertäler 
beziehen.  Im  Bereiche  der  Terrasse  zwischen  Telfs  und  Seilraintal 
begegnen  wir  sowohl  im  Flaurlinger-  als  auch  im  Hundstal  deutlichen 
Resten  von  jüngeren  glazialen  Ablagerungen.  Dasselbe  gilt  auch  für 
die  Seitentäler  der  Terrasse  östlich  des  Seilraintales,  für  das  Senders-, 
Axamer-  und  Geroldstal.  Als  bezeichnend  mag  gleich  der  Umstand 
hervorgehoben  werden,  daß  meistens  die  Alpen  auf  solchen  von  den 
Talgletschern  angehäuften  Schuttmassen  liegen.  Dies  gilt  in  unserem 
Gebiete  für  die  Flaurlinger  (1695  m),  Inzinger  (1640  m),  Kematner 
(1646  m),  Lizumer  (1663  m)  und  Götzner  Alpe  (1590  m).  Diese  in 
annähernd  gleich  großen  Tälern,  gleich  hoch  gelegenen  Schuttstufen 
sind  meistens  sehr  beträchtliche  Anhäufungen  von  Gesteinstrümmern 
des  Talhintergrundes. 

Diese  Schuttmassen  bilden  in  den  engen  Bergtälern  Einlagen, 
welche  vorn  in  steilen  Anbrüchen  abfallen  und  rückwärts  häufig  einen 
fast  ebenen  breiteren  Boden  aufstauen,  dessen  Lage  für  die  An- 
siedlung  von  Alpen  besonders  günstig  ist.  Der  Bach  strebt  von  unten 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (0.  Ampferer.)         18 


138  Dr-  °-  Ampferer.  [48] 

herauf  diesen  Schuttpfropfen  entzweizuschneiden,  während  er  ihn 
oft  gleichzeitig  von  oben  her  mit  Schutt  überschüttet.  Ein  aus- 
gezeichnetes Beispiel  einer  solchen  Schuttstufe  haben  wir  im  Stallen- 
tal,  jedoch  in  wesentlich  tieferer  Lage  kennen  gelernt. 

Oberhalb  dieser  scharf  ausgeprägten  Zone  von  glazialen  Ab- 
lagerungen, welche  sich  meistens  leicht  von  Bergsturzmassen  oder 
Muren  durch  ihre  Form  und  Gesteinsführung  unterscheiden  lassen, 
finden  sich  noch  höher  gelegene  Gruppen  von  kleineren,  gut  erhaltenen 
Moränenringen.  Es  ist  hier  nicht  der  Ort,  weiter  auf  die  Verteilung 
der  einzelnen  Rückzugsstadien  in  dem  angrenzenden  Gebirge  einzu- 
gehen, da  sie  mit  dem  Ziele  unserer  gegenwärtigen  Untersuchung  nur 
lose  zusammenhängt. 

Während  nun  aber  diese  höheren  Zonen  von  glazialen  Ab- 
lagerungen sehr  deutlich  entwickelt  vorliegen,  finden  wir  auf  der 
Inntalterrasse  selbst  keine  sicheren  jüngeren  Glazialschuttmassen,  wie 
wir  solchen  zum  Beispiel  auf  der  Mieminger  Terrasse  begegnet  sind. 
Ausgedehnten  Schuttfeldern  über  der  Grundmoränendecke  begegnen 
wir  allerdings  besonders  im  Bereiche  des  Senders-,  Axams-  und 
Geroldsbaches,  doch  muß  es  erst  genaueren  Untersuchungen  über- 
lassen bleiben,  ob  wir  darin  wirklich  Ablagerungen  von  tief  herab- 
reichenden Lokalgletschern  vor  uns  haben  oder  nur  mächtige 
Schuttkegel,  welche  Bäche  aus  der  Abtragung  von  höher  gelegenen 
Schuttstufen  bereiteten.  Solche  Schuttkegel  sind  tatsächlich  noch 
heute  in  der  Fortbildung  begriffen,  wie  man  am  Geroldsbach  beob- 
achten kann,  der  die  hochgelegenen  Schuttmassen  unterhalb  der 
Götzneralpe  unaufhörlich  zu  Tal  reißt  und  über  die  Terrasse  breitet. 
Die  große  Schuttstufe  am  Eingang  ins  Senderstal  oberhalb  von 
Grinzens  und  einzelne  wallförmige  Höhenzüge  lassen  jedenfalls  den 
Gedanken  an  jüngere  Glazialablagerungen  auf  der  Terrasse  als  be- 
rechtigt erscheinen.  Durch  die  bedeutenden  Wassermassen  und  den 
Schuttreichtum  dieser  Täler  dürften  eben  wahrscheinlich  die  Spuren 
solcher  Ablagerungen  hier  viel  mehr  verändert  worden  sein  als  auf 
der  Mieminger  Terrasse. 

Die  großen  Trockentäler  von  Omes  und  Natters  können  ihrem 
Verlaufe  und  ihrer  Grundmoränen  wegen  nicht  als  Werke  solcher 
Lokalgletscher  bezeichnet  werden,  dagegen  ist  die  Bildung  der  ihnen 
von  Süden  angeschlossenen  kleinen  Talmulden  sehr  wahrscheinlich 
darauf  zurückzuführen.  Daß  dadurch  nicht  bloß  der  südliche  Teil  der 
Terrassenfläche  eingreifend  ummodelliert  wurde,  sondern  auch  noch 
die  großen  ostwestlichen  Talzüge  verändert  wurden,  braucht  wohl 
nicht  eigens  hervorgehoben  zu  werden.  Sie  dienten  gleichsam  als 
Sammeltröge  für  die  zahlreichen  von  Süden  herströmenden  Rinnsale. 
Aus  der  ganzen  Art  der  Verteilung  der  Trockentäler  und  Tälchen 
kann  man  also  mit  Wahrscheinlichkeit  auf  das  Vorhandensein  von 
Lokalgletschern  auf  der  südlichen  Inntalterrasse  schließen.  Im  Gebiet 
der  Terrasse  zwischen  Melach  und  Sill  reichten  diese  Gletscher  nicht 
über  die  Talfurchen  von  Omes  und  Natters  hinaus,  welche  ihre 
Gewässer  sammelten  und  gegen  Osten  zu  ableiteten. 

Das  Silltal  scheidet  die  Terrassen  zu  beiden  Seiten  seiner 
Mündung  in  bedeutungsvoller  Weise. 


("491  Studien  über  die  Inntalterrassen.  139 

Die  Talfurche,  welche  die  Sill  nach  der  Vereinigung  mit  der 
Ruez  (Stubaital)  durchströmt,  ist  großenteils  eine  junge  Felsschlucht, 
an  deren  Seiten  mehrfach  Stücke  ihres  alten  Bettes  verschüttet  durch 
geschichtete  Ablagerungen  erhalten  sind.  Diese  Abweichungen  des 
jungen  und  älteren  Laufes  sind  indessen  keine  sehr  bedeutenden 
und  wir  können  feststellen,  daß  die  Sill  bereits  vor  der  Ablagerung 
der  geschichteten  Schotter  und  Sande  im  großen  und  ganzen  in  der- 
selben Richtung  und  in  derselben  Einschnittstiefe  dem  Inntale  zueilte. 
Den  wichtigsten  Aufschluß  in  dieser  Richtung  finden  wir  in  der  Nähe 
der  Stephansbrücke,  wo  die  geschichteten  Schotter  und  Sande  bis  zum 
heutigen  Bett  der  Ruez  (ungefähr  660  m)  herabreichen,  wobei  sich 
zwischen  ihnen  und  dem  Grundgebirge  Spuren  von  Grundmoränen 
einstellen.  Dadurch  ist  der  Lauf  der  Sill,  tektonische  Veränderungen 
des  Grundgebirges  ausgenommen,  festgelegt,  weil  sich  entlang  der 
Ostflanke  der  Sillschlucht  von  Patsch  bis  zu  den  Lanser  Köpfen  das 
Grundgebirge  nirgends  beträchtlich  unter  800  m  herabsenkt.  Ein  Aus- 
weichen auf  die  Terrasse  gegen  Westen  ist  ebenfalls  durch  die  viel 
höheren  Grundgebirgsrücken  des  Klosterberges  verhindert.  Die  Sill- 
schlucht war  bereits  in  die  alte  Felsterrasse  in  ähnlicher  Lage  wie 
heute  als  tiefe  nordsüdliche  Furche  eingesenkt  und  die  Schaffung 
der  Terrasse  kann  in  keiner  Weise  durch  ihre  Wasserwirkungen  er- 
klärt werden.  Man  darf  die  Felsmulde,  welche  sich  im  Osten  der 
Sill  von  den  Höhen  der  Dörfer  Vill  und  Igls  gegen  Amras  absenkt, 
nicht  als  eine  alte  Fortsetzung  des  Stubai-  und  Silltales  ansehen, 
soweit  es  sich  nämlich  dabei  um  den  Lauf  ihrer  Bäche  handelt.  Diese 
breite  Felsmulde  beginnt  im  Osten  durchschnittlich  mehr  als  100  m 
oberhalb  des  alten  Sillbettes,  strebt  dann  teilweise  ansteigend  bis 
über  den  Lansersee  hinaus  und  fällt  von  dort  ziemlich  steil  zum 
Inntal  hinab.  Dabei  lagern  nach  den  Beobachtungen  von  B 1  a  a  s  von 
Amras  bis  Egerdach  am  Fuß  der  schrägen  Felsfläche  ältere  Grund- 
moränen, welche  bei  letzterem  Orte  am  Frohnleitenbichl  durch  kon- 
glomerierte,  geschichtete  Schotter  überdeckt  werden. 

Eine  Grundmoränendecke  der  letzten  Vergletscherung  über- 
zieht diese  schräge  Felsfläche  und  ist  an  vielen  Stellen  besonders 
bei  Amras,  Aldrans  und  Lans  erschlossen.  In  wirklich  großen  Massen 
und  typischer  Entwicklung  sind  Grundmoränen  mit  vielen  gekritzten 
Geschieben  durch  den  Bahneinschnittt  zwischen  Lansersee  und  Station 
Aldrans  bloßgelegt  worden.  Geschiebe  aus  den  Triasgesteinen  des 
Sillgebirges  und  Serpentine    von  Matrei  sind   häufig  darin   zu  finden. 

Nach  diesen  Ausführungen  kann  die  Sill  auch  nicht  nach  der 
großen  Inntalaufschüttung  und  der  darangeschlossenen  letzten  Groß- 
vergletscherung  über  die  Terrasse  gegen  Osten  geflossen  sein.  Einmal 
spricht  die  weitverbreitete  Grundmoräne  dagegen,  dann  das  Fehlen 
der  scharfen  Einschnitte  einer  großen  Wasserschlucht.  Außerdem  liegt 
in  der  Gefällsverteilung  ein  entscheidender  Gegengrund.  Es  müßte 
die  Sill  bis  in  die  Gegend  des  Lansersees  mit  sehr  geringem,  von 
hier  gegen  Amras  mit  sehr  bedeutendem  Gefälle  geströmt  sein.  Nun 
treffen  wir  gerade  auf  letzterer  Strecke  eine  breite  Felsabschrägung, 
welche  bei  so  großer  Neigung  niemals  von  fließendem  Wasser  ge- 
schaffen worden  sein  könnte.  Es  muß   also  die  Sill   nach  dem  Rück- 

18* 


140  Dr.  0.  Ampferer.  [50] 

zuge  der  letzten  Vergletscherimg  eine  nordsüdliche  Einfurchung  ge- 
funden haben,  welche  bereits  tiefer  lag  als  der  Ostrand  der  großen 
Abschrägung  Vill— Igls— Lans — Amras,  denn  sonst  wäre  sie  sicherlich 
auf  dieser  breiten  Bahn  ungehindert  ins  Inntal  geströmt  und  hätte 
in  sie  eine  Schlucht  eingeschnitten.  Zu  bedenken  ist  dabei,  daß  ja  längs 
dieser  Abschrägung  die  geschichteten  Ablagerungen  bereits  entfernt 
waren,  da  die  Grundmoränendecke  direkt  dem  Grundgebirge  aufliegt. 

Die  Mulde  von  Natters,  als  deren  Fortsetzung  östlich  der  Sill 
jene  von  Vill  und  Igls  erscheint,  liegt  beträchtlich  tiefer,  doch  weist 
letztere  anfangs  ein  Gefälle  gegen  die  Sillschlucht  auf.  Nördlich  von 
diesen  beiden  Muldenstücken  bilden  die  Höhen  des  Klosterberges 
und  der  Lanser  Köpfe  einen  stark  aufragenden  Wall,  der  quer  über 
die  Sillschlucht  und  parallel  zum  Inntal  hinstreicht.  An  ihm  tritt  die 
Unabhängigkeit  der  Entstehung  der  alten  Felsterrasse  von  den  Wasser- 
wirkungen besonders  deutlich  hervor. 

Er  legt  sich  nicht  nur  quer  vor  die  Mündung  des  Silltales, 
sondern  wird  von  diesem  zwischen  seinen  zwei  höchsten  Erhebungen 
durchschnitten.  Die  Durchschneidung  ist  eine  doppelte,  indem  sich 
östlich  vom  Berg  Isel  die  junge  Schlucht  und  westlich  die  ältere, 
zugeschüttete  befindet. 

Gehen  wir  von  diesem  Wall  der  Sill  entlang  gegen  Süden,  so 
treffen  wir  zu  beiden  Seiten  auf  südwärts  geneigtes  Grundgebirge. 
Das  gilt  ganz  besonders  für  die  westliche  Talseite,  wo  die  einge- 
lagerten Schotter  und  Sandsteine  eine  bedeutende  Höhlung  des  Grund- 
gebirges verhüllen.  Der  Felsgrund  des  vordersten  Silltales  hebt  sich 
in  breiter  Mulde  gegen  diesen  Querwall  und  der  Fluß  hat  sich  darin 
eine  tiefe  Furche  eingeschnitten. 

Der  Querwall  selbst  wird  im  Westen  von  jener  breiten  Fels- 
mulde, welche  sich  aus  dem  Seilraintal  gegen  Völs  absenkt,  im  Osten 
von  der  großen  Felsmulde,  die  nach  Amras  abfällt,  begrenzt.  Wie 
erstere  sich  ins  Sellraintal  hineinzieht  und  westlich  von  diesem  Tale 
keine  Fortsetzung  mehr  findet,  sondern  durch  den  breiten  Rücken  des 
Rangger  Köpfeis  ersetzt  wird,  so  zieht  sich  auch  die  Mulde  von  Vill 
und  Igls  weit  ins  Silltal  hinein,  während  auf  der  Westseite  dieses 
Tales  über  einem  schmalen,  aufgeschütteten  Terrassensaum  die  mäch- 
tigen Bergrücken  der  Saile  ihre  Stelle  einnehmen.  Diese  einseitige 
Verbreiterung  der  Inntalterrasse  an  der  Ostseite  von  südlich  zu- 
strömenden Seitentälern  ist  um  so  auffallender,  als  wir  wenigstens  im 
Sillgebiete  zeigen  konnten,  daß  man  dieselbe  nicht  so  ohne  weiteres  als 
eine  Wasserwirkung  ansehen  darf.  Daß  übrigens  auch  die  Felsmulde 
an  der  Ostseite  des  Sellraintales  vor  der  Ablagerung  der  geschichteten 
Schotter  nicht  von  der  Melach  überströmt  wurde,  scheint  nach  den 
Beobachtungen  von  Blaas  aus  den  Resten  von  Grundmoränen  zwischen 
Grundgebirge  und  aufgelagerten  Schottern  im  unteren  Teile  des  Tales 
von  Omes  zu  folgen  (Glazialformation.  Zeitschr.  des  Ferdinandeums. 
Innsbruck  1885,  29.  H.,  S.  95).  Nach  dem  Rückzuge  der  letzten  Ver- 
gletscherung hat  die  Melach  diese  Mulde  ebensowenig  als  Abflußrinne 
benützt,  wie  die  Sill  jene  von  Amras. 

Charakteristisch  für  den  Wall  der  Lanser  Köpfe  ist  neben  den 
Furchen    und  Wannen  der   weithin   entblößten  Grundlage   auch  noch 


[51]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  141 

die  reiche  Bedeckung  mit  einzelnen  Grundmoränenresten,  welche  im 
Norden  und  Osten  fast  bis  zur  Inntalebene  hinabreichen. 

Das  ganze  Gelände  der  Felsterrasse  östlich  der  Sill  hat  in  der 
früher  angeführten  Arbeit  von  Blaas  bereits  mit  Rücksicht  auf  die 
glaziale  Bildung  der  Oberflächenformen  eine  eingehende  und  zu- 
treffende Schilderung  erfahren  (S.  70  -  89),  auf  welche  ich  mich  hier 
vielfach  berufen  muß. 

Wie  auf  der  Westseite  der  Sill  sich  von  der  Mulde  von  Natters 
eine  in  einzelnen  Fetzen  aufgelöste  Grundmoränendecke  über  Mutters, 
Raitis,  Kreit  ins  Stubaital  hineinzieht  und  dabei  im  Bereiche  der 
Seitentäler  vielfach  mit  jüngerem  Schutt  überladen  erscheint,  so  strebt 
auch  an  der  Ostseite  dieses  Flusses  eine  Grundmoränendecke  gegen 
Süden,  die  dabei  öfters  bis  zur  Brennerbahn  am  Felsgehänge  herab- 
geht. In  der  Gegend  südlich  und  östlich  von  Igls  treffen  wir  darüber 
ausgebreitete  jüngere  Schuttmassen,  die  von  zahlreichen  Trocken- 
rinnsalen durchfurcht  werden.  Diese  Schuttmassen  setzen  sich  ost- 
wärts bis  in  die  Gegend  zwischen  Rinn  und  Tulfes  fort  und  es  ist 
ziemlich  wahrscheinlich,  daß  wir  in  ihnen  Ablagerungen  von  Lokal- 
gletschern vor  uns  haben,  welche  ihren  Ausgang  von  den  Furchen 
und  Karen  des  Bergkammes  nahmen,  der  sich  vom  Patscher  Kofi 
(2214  m)  zum  Glungezer  (2676  m)  emporhebt.  Bemerkenswert  ist 
der  Umstand,  daß  diese  unruhige,  von  viel  verästelten  Trockentälchen 
zergliederte  Ablagerung  sich  nordwärts  nicht  über  die  großen  Talzüge 
hinaus  erstreckt,  welche  unsere  Terrasse  in  nordöstlicher  Richtung 
durchziehen.  Am  deutlichsten  ist  diese  Schuttablagerung  südlich  und 
östlich  von  Igls  erhalten,  wo  sie  oberhalb  der  breitflächigen,  mit 
Grundmoränen  bekleideten  großen  Muldenzone  eine  höhere,  lebhaft 
auf  und  abwogende  Hügelterrasse  bildet,  welche  im  Gegensatz  zu 
ihrem  wiesenbedeckten  Vorland  ganz  von  Hochwald  bestanden  wird. 
In  dieser  Landschaft  begegnen  wir  nicht  selten  einzelnen  von  Ring- 
wällen umschlossenen  Becken  neben  zahlreichen  Trockentälchen.  An 
der  Außenseite  dieser  halbkreisförmig  begrenzten  Hügel-  und  Mulden- 
landschaft liegen  die  Dörfer  Igls,  Lans  und  Sistrans.  Die  alte  Brenner- 
straße benützt  von  Lans  bis  gegen  Patsch  eine  Folge  von  tiefer 
darin  eingesenkten  Talzügen  zur  Durchfahrt. 

Wir  haben  bisher  die  Gestaltung  der  Felsunterlage  bis  zu  jener 
breiten  Mulde  verfolgt,  die  sich  von  der  Höhe  von  Lans  nach  Amras 
hinabsenkt.  Östlich  davon  tritt  das  Grundgebirge  wieder  in  höherer  Lage 
zutage  und  bildet  einen  Felsrücken,  der  sich  zwischen  Agenbach-  und 
Zimmertal  hinzieht.  Auch  die  Höhen  zwischen  Zimmer-  und  Polten- 
tal  bestehen  im  südlichen  Abschnitt  aus  mehreren  aufragenden  Grund- 
gebirgsrücken. Ebenso  wird  der  Kamm  zwischen  dem  Poltentale  und 
der  Mulde  von  Tulfes  größtenteils  vom  Grundgebirge  zusammengesetzt. 
Diese  großen  Felsrücken  sind  wieder  durch  Furchen  und  Einsatte- 
lungen in  eine  Menge  von  kleineren  Erhebungen  zerlegt,  welche  den 
Haupterhebungen  als  längsgestreckte,  auf  der  Westseite  schön  abge- 
rundete Rundhöcker  aufgesetzt  erscheinen.  Der  Lauf  der  jetzigen 
Talfurchen  stimmt  nicht  genau  mit  der  Streichrichtung  der  benach- 
barten Felsfurchen  überein,  indem  diese  Täler  streckenweise  quer 
solche  Furchen  durchschneiden.     Am   reinsten  erhalten  ist  die  Fels- 


142  Dr.  0.  Ampferer.  [52] 

wanne  von  Tulfes,  welche  zwischen  einem  hohen  und  langgestreckten 
Felswall  (932  m)  und  dem  südlichen  Gebirgshange  hinstreicht.  Sie  neigt 
sich  gegen  Nordosten  anfangs  flach,  dann  mit  starker  Neigung,  wobei 
sie  sich  in  mehrere  Furchen  zerspaltet. 

Soweit  sich  aus  den  vorhandenen  Aufschlüssen  das  Relief  der 
alten  Felsterrasse  beurteilen  läßt,  haben  wir  östlich  von  der  Lans — 
Amraser  Mulde  ein  Gebiet  von  Höhenzügen  vor  uns,  welche  einer- 
seits durch  eine  Einsenkung  vom  südlichen  Gebirgshang  getrennt 
werden  und  anderseits  nach  ihrer  Aufwölbung  viel  südlicher  als  die 
heutige  Terrasse  ins  Inntal  niedersteigen.  Die  neben-  und  hinter- 
einander in  ungefähr  gleicher  Richtung  angelegten  Schwärme  von 
Rundhöckern  und  Furchen  sprechen  deutlich  genug  für  ihre  glaziale 
Entstehung. 

Wie  schon  Bl aas  sehr  richtig  erkannt  hat,  ist  nun  das  heutige 
Relief,  welches  sowohl  das  Grundgebirge  als  auch  die  später  an-  und  auf- 
gelagerten, geschichteten  Ablagerungen  und  Grundmoränen  beherrscht, 
ebenfalls  wieder  ein  typisch  glaziales.  Hätten  nach  der  Inntalauf- 
schüttung  grosse  Wassermassen  die  Terrasse  modellieren  können,  so 
würde  ihre  Arbeit  vor  allem  in  einem  Wegschaffen  der  losen  Auf- 
schüttungen und  einem  Freilegen  der  Felsrücken  bestanden  haben. 
In  Wirklichkeit  sehen  wir  die  Talzüge  und  Höhenrücken  bald  aus 
Fels  in  Schutt  oder  umgekehrt  übergehen. 

Aus  den  Grundmoränen,  welche  westlich  vom  Berge  Isel,  am 
Nordhang  der  Lanser  Köpfe  und  in  der  Mulde  Lans — Amras  bis  nahe 
an  die  heutige  Innebene  hinab  noch  erhalten  sind,  geht  hervor,  daß 
die  Eintiefung  des  Inntales  durch  die  Erosion  des  Eises  damals 
die  heutige  nahezu  erreichte.  Wenn  nun  nach  dem  Rückzuge  der 
letzten  Vergletscherung  einerseits  das  Inntal  so  tief  ausgehöhlt  war 
und  anderseits  die  Furchen  des  Agenbach-,  Zimmer-  uud  Poltentales 
noch  nicht  bestanden  hätten,  so  würden  doch  ihre  vom  südlichen 
Gebirge  herabströmenden  Bäche  ungefähr  auf  dem  kürzesten  Wege 
quer  über  die  Terrasse  ins  Inntal  geeilt  sein.  Ihre  gleichmäßige, 
nahezu  rechtwinklige  Ablenkung  ist  ohne  das  Vorhandensein  von  nord- 
östlich streichenden  Furchen  auf  der  Terrasse  nicht  verständlich. 
Außerdem  setzen  alle  diese  Talfurchen  in  ihrer  Anlage  noch  be- 
trächtlich über  jene  Stelle  aufwärts  sich  fort,  an  welcher  sich  der 
Bach  von  der  Seite  in  sie  hineinstürzt,  wodurch  am  allerdeutlichsten 
bewiesen  wird,  daß  diese  Furchen  nicht  von  ihm  geschaffen  sein 
können.  Dieselben  müssen  schon  nach  dem  Rückzuge  des  Eises  vor- 
handen gewesen  sein. 

Man  könnte  nun  noch  denken,  daß  diese  Furchen  von  seitlichen 
Schmelzwassern  des  rückweichenden  Inntalgletschers  aus  einer  Zeit 
herrühren,  wo  durch  das  Eis  das  tiefere  Inntal  noch  rückwärts  erfüllt 
war.  Penck  hat  diesen  Gedanken  zur  Bestimmung  des  Oberflächen- 
gefälles der  rückweichenden  Gletscherzunge  benützt  und  einen  Betrag 
von  30°/00  dafür  errechnet.  Wenn  nämlich  das  Eis  die  Terrassen- 
höhe früher  verließ  als  den  Talboden,  so  ergibt  sich  aus  der  Höhe 
der  Terrasse  und  der  Länge  eines  solchen  Schmelzwassertälchens 
ein  Maß  für  die  Neigung  des  Gletscherrandes,  da  ja  das  Schmelz- 
wasser erst  in  die  eisfreie  Inntalsohle   einmünden  konnte. 


1 53]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  143 

Die  an  vielen  Stellen  auf  den  Inntalterrassen  vorhandenen  Trocken- 
täler, welche  meist  unter  sehr  spitzem  Winkel  sich  dem  Tale  an- 
schließen, scheinen  für  diese  Art  der  Entstehung  zu  zeugen. 

Betrachten  wir,  um  zu  einer  Entscheidung  zu  gelangen,  noch 
einmal  genauer  die  Anordnung  der  Talzüge  auf  der  Terrasse  zwischen 
Sill-  und  Voldertal. 

Wenn  wir  die  Mulde  von  Tulfes  auch  mitzählen,  haben  wir 
vier  nordöstlich  und  ungefähr  parallel  zueinander  streichende  Talzüge, 
von  denen  je  zwei  benachbarte  nirgends  mehr  als  2  km  voneinander 
abstehen. 

Will  man  diese  Talrinnen  als  Schmelzwasserläufe  des  Gletscher- 
randes erklären,  so  muß  man  einerseits  annehmen,  daß  der  Eisrand 
zur  Schaffung  jedes  einzelnen  Tales  lange  ruhig  stand,  anderseits 
sich  aber  von  einem  Tale  zum  nächsten  so  rasch  zurückzog,  daß  der 
zwischenliegende  Landstreifen  von  den  Abwassern  nur  sehr  wenig 
angegriffen  werden  konnte.  Nimmt  man  einen  mehr  allmählichen 
Rückzug  des  Eisrandes  an,  so  ist  nicht  einzusehen,  warum  die  Schmelz- 
wasser ihre  tiefen  Rinnsale  nicht  nach  rückwärts  verlängert,  sondern 
immer  wieder  parallele  und  neue  angelegt  haben.  Die  Bildung  von  paral- 
lelen, schräg  in  die  Terrasse  eingesenkten  Talzügen  könnte  von  Schmelz- 
wassern nur  bei  einem  eigenartigen,  ruckweisen  Rückzug  des  Eises 
besorgt  werden,  wobei  die  Bewegung  von  einer  Talrinne  zur  nächsten 
so  rasch  erfolgen  müßte,  daß  die  Schmelzwasser  mit  dem  Rück- 
schneiden der  alten  Rinne  nicht  zu  folgen  vermöchten.  Auf  einer 
annähernd  ebenen  Terrassenfläche  ist  die  Anlage  solcher  verhält- 
nismäßig zu  ihrer  Länge  schmaler  Talrinnen  durch  Schmelzwasser 
eines  rückweichenden  Gletschers  sehr  unwahrscheinlich,  weil  ihre 
Form  nicht  dem  raschen  Wechsel  und  der  steten  Veränderlichkeit 
der  dem  bewegten  Eisrande  entweichenden  Wasseradern  entspricht. 
Bemerkenswert  ist  auch  der  Umstand,  daß  nur  die  Mulde  von 
Tulfes  und  das  Poltental  sich  unmittelbar  ans  südliche  Berggehänge 
anschmiegen,  während  das  Zimmertal  ungefähr  auf  der  Mitte  der 
Terrasse,  das  Agenbachtal  noch  nördlicher  seinen  Anfang  nimmt.  Man 
müßte  zur  Erklärung  dieser  Erscheinung  auch  noch  ein  Zurückweichen 
des  Eisrandes  gegen  Norden  annehmen.  Die  steile  Abschrägung  von 
Lans  gegen  Amras  mit  ihren  vielen  Grundmoränenresten  ist  nicht 
durch  Abspülung  von  Seiten  der  Schmelzwasser  geschaffen,  sondern 
höchstens  verändert  werden. 

Das  Oberflächenrelief,  welches  von  Schmelzwassern  eines  zurück- 
gehenden Gletschers  auf  einer  ebenen  Terrasse  gebildet  wird,  weist 
viel  unruhigere  und  vor  allem  miteinander  innig  verbundene  Rinnen- 
systeme auf,  indem  dieselben  ja  mit  den  zurückweichenden  Quellen 
ebenfalls  nach  rückwärts  verlängert  worden. 

Die  Anlage  unserer  Terrassentäler  ist  für  ursprüngliche  Schmelz- 
wasserläufe eine  viel  zu  streng  parallele,  eine  viel  zu  einheitliche  und 
gegenseitig  unabhängige. 

Es  wäre  unsinnig,  das  Vorhandensein  des  Einflusses  von  Schmelz- 
wasserwirkungen auf  der  Terrasse  zu  leugnen,  doch  sind  die  von  ihnen 
erzeugten  Formen  nicht  die  herrschenden,  sondern  sie  schmiegen  sich 
einem  schon  früher  vorhandenen  Relief  an. 


144  Dr.  0.  Ampferer.  [541 

Dieses  Relief,  welches  die  zahlreichen  Rundhöcker  und  Furchen 
der  Felsrücken  und  die  parallelen  Talrinnen  in  den  geschichteten  Ab- 
lagerungen umfaßt,  kann  nur  durch  die  Bewegung  der  Eismassen  selbst 
entstanden  sein.  Die  vielen  durch  die  Eigenart  der  Eiserosion  ge- 
schaffenen Rinnen  und  Wannen,  welche  alle  in  der  Strömungsrichtung 
orientiert  erscheinen,  boten  nun  den  Schmelzwassern  des  Gletscher- 
rückzuges ihre  Bahnen  an,  welche  dabei  vielfach  umgestaltet,  vertieft 
und  mannigfach  miteinander  verbunden  wurden.  Die  auf  den  Scheide- 
rücken der  größeren  Talzüge  oft  vorhandenen,  nunmehr  beiderseitig 
in  die  Luft  frei  ausgehenden  Querrinnen  dürften  höchstwahrscheinlich 
eine  Wirkung  jener  Schmelzwasser  sein.  Nimmt  man  das  von  der 
Eisbewegung  eingeprägte  Relief  zur  Grundlage  für  die  Anlage  des 
darüber  gebreiteten  Schmelzwasserreliefs,  so  werden  die  eigentüm- 
lichen Terrainformen  verständlich,  welche  durch  das  letztere  allein 
nicht  erklärbar  sind.  Diese  ausführlicheren  Darlegungen  wurden  vor- 
züglich durch  den  Mangel  an  geeigneten  Aufschlüssen  in  der  Grund- 
moränendecke dieser  Gebiete  hervorgerufen.  Die  einzelnen  Aufschlüsse 
von  Grundmoräne  sind  so  weit  entfernt,  daß  man  aus  ihrer  Lage  wenig 
sichere  Schlüsse  ziehen  kann.  Auf  der  Höhe  von  Rinn  und  Judenstein 
treffen  wir  gelegentlich  grundmoränenartige  Massen.  Eine  deutliche 
und  mächtige  Grundmoräne  ist  oberhalb  von  Aldrans  am  Eingange  zur 
Mulde  des  Herzsees  erschlossen.  Im  Agenbachtal  hat  Bl aas  bei  dem 
Weiler  Häusern  am  Inn  unter  horizontal  geschichteten  Flußschottern 
der  Talsohle  1  m  mächtige,  typische  Grundmoräne  gefunden,  welche 
über  Mehlsand  und  Lehm  lagert.  Im  Zimmertale  finden  sich  an  den 
Hügeln  des  „Kolbenturmes"  Reste  von  undeutlicher  Grundmoräne. 
Dieses  Tal  sowie  das  Poltental  und  der  dazwischen  liegende  Rücken 
sind  nach  den  Angaben  von  Blaas  mit  zahlreichen,  oft  geschliffenen 
Gneis-  und  Amphibolitblöcken  aus  dem  Stubaigebiete  übersät,  die 
stellenweise  riesige  Größen  erreichen. 

Die  An-  und  Auflagerung  der  geschichteten  Schotter  und  Sande, 
welche  am  Abfalle  gegen  das  Inntal  von  Egerdach  bis  in  die  Gegend 
der  Volderer  Innbrücke  reicht,  stellt  gegenüber  der  alten  Felsterrasse 
eine  namhafte  Verbreiterung  der  Terrasse  dar.  Eine  solche  Ver- 
breiterung haben  wir  auch  am  Nordrande  der  Terrasse  zwischen  Melach- 
und  Geroldsbach  angetroffen.  Auf  der  Höhe  der  weiter  zurückliegenden 
Felsterrasse  sehen  wir  auch  die  geschichteten  Ablagerungen  verbreitet, 
jedoch  nicht  in  großen  zusammenhängenden  Beständen,  sondern  als 
einzelne  meist  an  Felsrücken  gelehnte  Reste.  Überschaut  man  in 
großen  Zügen  das  Relief  der  alten  Felsterrasse  und  dasjenige,  welches 
nunmehr  die  aus  Fels  und  losen  Aufschüttungen  zusammengefügte 
Neuterrasse  zeigt,  so  bemerkt  man  trotz  vieler  Abweichungen  eine 
unverkennbare  Ähnlichkeit  in  der  Verteilung  der  erhabenen  und  ver- 
tieften Zonen.  Die  größte  Abweichung  liegt  in  der  Vorschaltung  einer 
mächtigen  Schotter-  und  Sandbank  zwischen  Egerdach  und  Volderer 
Innbrücke,  welche  jedoch  im  Gefällssinne  der  alten  mehr  zurück- 
liegenden Felsterrasse   von    mächtigen  Talfurchen   zerschnitten  wird. 

Der  Inn  hat  den  Nordrand  der  von  Schotter  und  Sanden  auf- 
geschütteten Terrasse  in  bedeutendem  Umfange  angegriffen  und 
schneidet  so  das  Agenbach-,  das  Zimmer-  und  Poltental  nacheinander 


[55]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  145 

schräg  ab.  Bei  der  Volderer  Innbrücke  drängt  sich  der  Fluß  un- 
mittelbar an  das  südliche  Felsgehänge  und  läuft  dabei  eine  kurze 
Strecke  auf  Felsgrund.  Es  ist  jener  mächtige  Felsrücken,  welcher  von 
der  Sonnenspitze  (2646  m)  abzweigt,  mit  steilen  Wänden  das  Voldertal 
an  der  Westseite  begleitet  und  hier  sich  bis  zum  Inn  vorschiebt. 
Dieser  flach  ansteigende  lange  Bergrücken,  der  gegen  Westen  sanfte, 
leicht  gewellte  Flächen,  gegen  Osten  durchaus  schroffe,  jähe  Abstürze 
aufweist,  besitzt  nun  an  seiner  Kante  mehrere  auffallende  Einkerbungen. 
Die  hervorragendsten  treten  ungefähr  bei  660  m,  840  m,  1200  m, 
1500  und  2300  m  auf.  Kleinere  Staffeln  sind  noch  dazwischenge- 
schaltet. 

Terrassen  zwischen  Yolders — Schwaz. 

Östlich  von  diesem  scharf  hervortretenden  Felskamm  begegnen 
wir  bis  zur  Mündung  des  Weerbaches  keinen  größeren  Schutterrassen. 
Allenthalben  tritt  im  Gehänge  der  nackte  Fels  zutage,  in  den  jedoch 
vielfach  auf-  und  absteigende  Furchen,  Stufen  und  Wannen  eingeprägt 
sind.  Alle  Vorsprünge  sind  an  der  Westseite  abgeglättet,  an  der  Ost- 
seite dagegen  rauh. 

Der  Berghang,  welcher  zwischen  dem  Volder-  und  Wattentale 
ins  Inntal  niedersteigt,  ist  von  Felsfurchen  und  Stufen  im  unteren  Teile 
reich  gegliedert,  während  der  Berghang  zwischen  Watten-  und  Weertal 
in  nahezu  glatter  Neigung  sich  aufbaut. 

Die  gegen  Osten  sich  absenkende  Neigung  der  Felsterrassen  von 
Tulfes  und  Rinn  beginnt  bereits  westlich  vom  Volderer  Bach  sich  in 
eine  gegen  Osten  ansteigende  umzukehren.  Östlich  von  diesem  Bache 
zeigen  sich  eine  ganze  Anzahl  von  derartig  aufsteigenden  Felsfurchen. 
Die  nördlichste  tiefgelegene  Furche  trennt  hier  einen  mächtigen  Rund- 
höcker, den  „Kreuzbichl",  vom  Berggehänge  ab.  Derselbe  liegt  bereits 
vollständig  in  der  Innebene.  Die  südlicheren  Furchen  steigen  gegen 
die  breiteren  Felsstufen  an,  auf  denen  die  Höfe  Buggl  (711  m)  und 
Halbeis  (709  m)  liegen.  Taleinwärts  treffen  wir  dann  an  der  West- 
flanke des  Wattentales  oberhalb  von  diesen  Felsterrassen  im  Gebiete 
der  Gemeinde  Vögelberg  auf  Schuttmassen,  welche  wahrscheinlich  einen 
Rest  der  Inntalaufschüttung  darstellen.  Dieselben  stellen  sich  auch  in 
geringerer  Menge  am  gegenüberliegenden  Talhange  ein.  Zu  erwähnen 
ist  hier,  daß  im  Voldertale,  und  zwar  gegenüber  vom  Volderer  Wild- 
bade, von  etwas  unter  1100  m  an  der  Rest  einer  mächtigen  Ablagerung 
befindet,  welche  in  den  tieferen  Lagen  entschieden  das  Aussehen  von 
Grundmoränen  an  sich  trägt.  WTir  haben  darin  höchstwahrscheinlich 
die  Spuren  einer  Lokalvergletscherung  vorliegen. 

An  dem  Berggehänge  zwischen  WTatten-  und  Weertal  treten  am 
Abfalle  gegen  das  Inntal  keine  Felsterrassen  auf.  Eine  schmale  Fels- 
terrasse zieht  sich  hoch  an  der  Ostseite  des  Wattentales  taleinwärts, 
auf  der  die  spärlichen,  schon  erwähnten  Schuttreste  gegenüber  von 
Vögelberg  lagern.  Eine  bedeutend  breitere  Fels-  und  Schutterrasse 
begleitet  das  Weertal  an  dessen  Westseite,  welche  in  breitem  Aus- 
gusse sich  bis  ins  Inntal  hinabneigt.  Der  unterste  Teil  dieser  Terrasse 
dürfte    allerdings   schon  wieder   als   der  Beginn    einer   neuen  Inntal- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  «eol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band.  1.  lieft.  (O.  Ampferer.)         19 


146  Dr.  0.  Ampferer.  [56] 

terrasse  anzusehen  sein,  welche  sich  östlich  des  Weertales  in  statt- 
licher Breite  wieder  einstellt.  Jedenfalls  ist  dieser  flach  gegen  Osten 
ansteigende  Ansatz  der  Inntalterrasse  mit  der  Weertalterrasse  aufs 
innigste  verbunden. 

Steigen  wir  von  der  breiten  untersten  Terrasse,  welche  einen 
Felssockel  besitzt,  zu  der  westlichen  Weertalterrasse  aufwärts,  so 
treffen  wir  auf  eine  mächtige,  vornehmlich  aus  den  Talgesteinen  zu- 
sammengesetzte Schuttablagerung,  die  an  manchen  Stellen  an  Grund- 
moränen erinnert,  an  anderen  dagegen  deutlich  sich  als  geschichtete 
Ablagerung  erweist.  In  diese  taleinwärts  ansteigende,  ziemlich  breite 
Schuttmasse  ist  ein  langes,  breitsohliges  Tal  eingegraben,  welches 
parallel  mit  der  tieferen,  vom  Weerbach  durchbrausten  Schlucht  hin- 
streicht. Dieses  Nebental  reicht  bis  zu  einem  weit  ins  Tal  vortretenden 
Bergrücken,  während  der  Schuttwall  zwischen  ihm  und  dem  Weerbache 
sich  als  Stufe  bis  zur  Mündung  des  Sagabaches  in  1020  m  Höhe  hinan- 
zieht. Auf  der  gegenüberliegenden  Talseite  treffen  wir  im  Verhältnis 
dazu  nur  sehr  spärliche  Schuttmassen  auf  den  felsigen  Gehängen, 
welche  taleinwärts  nicht  so  weit  zu  verfolgen  sind  und  gegen  das 
Inntal  zu  mit  der  Terrasse  des  Weerberges  zusammenhängen.  Auch 
hier  können  wir  wie  im  Volder-,  Watten-  und  Pilltal  beobachten,  daß 
die  Westseite  weit  reicher  an  Schuttablagerungen  als  die  Ostseite  ist, 
an  der  größtenteils  das  Grundgebirge  nur  von  einer  dünnen  Ver- 
witterungsschichte bedeckt  wird. 

Die  niedrige,  breite  Vorstufe,  welcher  wir  an  der  Westseite  der 
Weerbachmündung  begegnen,  setzt  sich  über  dieselbe  hinweg  fort  und 
bildet  jenseits  ein  breites,  flach  gegen  Osten  absinkendes  Trockental 
mit  den  Höfen  Seltsam  und  Ebner,  welches  durch  einen  aus  ge- 
schichteten Schottern  und  Sanden  erbauten  Höhenzug  vom  Inntal  ge- 
schieden wird.  Wie  an  der  Westseite  des  Weertales  sich  darüber  mit 
steilerem  Anstiege  die  ins  Tal  hineinstreichende  Terrasse  erhebt,  so 
baut  sich  an  der  Ostseite  eine  mächtige  Schotter-  und  Sandterrasse 
darüber  auf,  welche  die  Hochfläche  von  Mitterweerberg  bildet.  Aus 
den  Aufschlüssen  am  vordersten  WTeerbach  erkennen  wir,  daß  sowohl 
die  Vorstufe  als  ihre  östliche  Fortsetzung,  das  Trockental  von  Seltsam, 
einen  flachen  Sockel  aus  Grundgebirge  besitzen. 

Dieser  Grundgebirgssockel  erhebt  sich  südlich  ungefähr  zugleich 
mit  dem  Steilanstiege  der  Schutterrassen  an  beiden  Talseiten.  An  der 
Westseite  des  Weerbaches  nimmt  jedoch  die  Höhe  der  Felsunterlage 
taleinwärts  so  langsam  zu,  daß  der  größere,  innere  Teil  der  darüber 
lagernden  Schutterrasse  hier  bis  zum  jetzigen  Bachlaufe  hinabreicht 
und  dadurch  eine  bedeutende  und  auffallende  Verbreiterung  des  alten 
Tallaufes  verraten  wird. 

Die  niedrige  Vorstufe  und  das  östlich  anschließende  Trockental 
von  Seltsam  können  nur  als  Wirkungen  der  glazialen  Erosion  ver- 
standen werden.  Ihr  Streichen  bildet  eine  leichte  Ausbuchtung  der 
Inntalrichtung,  die  fast  genau  senkrecht  auf  den  Lauf  des  Weertales 
steht.  Da  die  Terrasse  an  der  Westseite  des  Weertales  in  gleicher 
Weise  von  der  Vorstufe  abgeschnitten  wird  wie  die  Inntalterrasse  von 
Mitterweerberg  von  dem  Seltsamer  Trockental,  so  ist  es  sehr  wahr- 
scheinlich,  daß  wir  in  der  ersteren  Terrasse   eine  Verlängerung  der 


[571  Studien  über  die  Inntalterrassen.  147 

Inntalterrasse  ins  Weertal  hinein  zu  erblicken  haben.  Damit  stimmt 
auch  die  eigentümliche  Erscheinung,  daß  diese  Terrasse  nur  bis  wenig 
über  1000  w  Höhe  ansteigt.  Ob  auch  Schuttreste  eines  jüngeren 
Seitengletschers  mit  dieser  Terrasse  verknüpft  sind,  vermag  ich  vor- 
derhand nicht  zu  entscheiden. 

Die  breite  Terrasse  von  Mitterweerberg  ist  einem  ziemlich 
niedrigen  Grundgebirgssockel  aufgesetzt.  Von  ihrer  Hochfläche,  auf 
der  sich  Keste  von  deutlicher  Grundmoräne  des  Inntalgletschers  finden, 
senken  sich  gegen  Norden  zahlreiche  Einschnitte  ab,  welche  ein  aus- 
gezeichnetes Bild  für  die  Zerstücklung  und  Umformung  einer  Terrasse 
durch  quer  darüber  fließende  Wasseradern  geben.  Wir  sehen,  wie  die 
kleinen  Wasserrunsen  des  breiten  südlichen  Berghanges  sich  auf  die 
Terrasse  ergießen,  diese  in  gerader  Richtung  überqueren  und  dann 
in  deren  Abfall  oft  eng  nebeneinander  tiefe  Gräben  einreißen.  Hier 
fehlt  der  Terrassenoberfläche  eine  größere,  vom  Eise  eingeprägte  Längs- 
furche und  deswegen  haben  die  verschiedenen  Bächlein  keine  Ursache 
gehabt,  von  ihrer  geraden,  kürzesten  Bahn  weiter  abzuweichen. 

Daß  die  Terrasse  von  Mitterweerberg  sich  an  der  Ostseite  des 
Weertales  hinein  fortsetzt,  ist  schon  erwähnt  worden.  In  viel  breiterer 
Stufe  spannt  sie  sich  an  der  Westseite  des  Pilltales  einwärts.  Wir 
können  hier  geschichtete  Schotter,  welche  jedoch  sehr  unregelmäßig 
gelagert  sind  und  zahlreiche  Gerolle  des  Talhintergrundes  enthalten, 
bis  nahe  an  1000  m  Höhe  verfolgen.  Auch  undeutliche  Grundmoränen 
sind  an  der  Oberfläche  der  Terrasse  vorhanden.  An  der  gegenüber- 
liegenden Talseite  finden  wir  am  Pillerberg  Schotterterrassen  bis  über 
1000  m  Höhe,  welche  sich  jedoch  gegen  das  Inntal  hinaus  verlieren. 
Die  Schotterterrassen  füllen  hier  eine  Talweitung  aus,  welche  durch 
einen  mächtigen,  kahlen  Felsrücken  von  dem  Inntale  abgesperrt  wird. 

Dringen  wir  in  der  Schlucht  des  Pillbaches  von  seiner  Mündung 
aufwärts,  so  begegnen  wir  bald  an  der  Ostseite  sehr  hohen  Fels- 
wänden, welche  die  Fortsetzung  der  Schotter  und  Sandmassen  der 
Mitterweerbergterrasse  bilden.  Am  Westufer  des  Baches  treffen  wir 
nur  niedrige  Felswände,  welche  weiter  im  Tale  drinnen  ganz  zurück- 
weichen, so  daß  die  losen  Aufschüttungen  bis  zum  Bach  hinabreichen. 
Innerhalb  der  hohen  Felswände  des  Ostufers  der  „Steinwand"  liegen 
zwei  isolierte  Hügel  hintereinander  im  Tale,  welche  Umschaltungen 
des  Bachlaufes  ihre  Entstehung  verdanken.  Auch  darin  drückt  sich 
die  beträchtliche  Ausweitung  dieses  Tales  aus,  welche  sich  gegen  das 
Inntal  zu  einschnürt.  Die  Schutterrassen  zu  beiden  Seiten  des  Pill- 
baches sind  ebenfalls  wahrscheinlich  als  Teile  der  großen  Inntal- 
aufschüttung  zu  betrachten,  da  sie  sich  auch  nur  bis  ungefähr  1000  m 
Höhe  erstrecken. 

Zwischen  Pilltal  und  Schwaz  ist  am  südlichen  Inntalgehänge  nur 
eine  schmälere  Terrasse  ausgebildet,  die  zudem  besonders  im  Osten 
von  Wassergräben  stark  zerschnitzelt  ist.  Der  westliche  Abschnitt, 
der  Pill-Niederberg,  besteht  fast  ganz  aus  Grundgebirge.  Östlich 
davon  gewinnen  die  angelagerten  Schotter  und  Sande  mehr  Bedeutung 
und  südlich  von  Schwaz  bauen  sie  den  größten  Teil  der  Terrasse 
auf.  Grundmoränen  sind  nur  sehr  spärlich  erhalten  am  Pill-Niederberg 
und  auf  der  Terrasse    von  Schmadl   und   Holzl  (852  m)   südlich   von 

19* 


148  Dr.  0.  Ampferer.  [58] 

Schwaz,  wo  sie  Schotter  und  Sand  überlagern.  Der  Lahnbach  hat  die 
Terrasse  stark  angegriffen  und  zum  Teil  aus  ihrem  Material  den 
großen  Schuttkegel  aufgeworfen,  auf  welchem  die  Stadt  Schwaz 
erbaut  ist.  Ein  anderer  Teil  seines  Schuttstoffes  stammt  von  den 
hochgelegenen  Moräuenwällen  jüngerer  Lokalgletscher  bei  der  Proxen- 
alpe  (1660  m)  und  am  Nordabhang  des  Arbeser  Kogel.  Nebenbei  mag 
hier  bemerkt  werden,  daß  der  Stock  des  Kellerjoches  (2344  m)  in 
allen  seinen  Karen  und  hohen  Talfurchen  deutliche  Moränen  wälle 
birgt  und  so  ein  ausgezeichnetes  Bild  einer  selbständigen  Lokalver- 
gletscherung  gewährt. 


Terrasse  zwischen  Schwaz— Zillertal. 

(Fig.  14  und  15.) 

Die  Terrasse  zwischen  Schwaz  und  der  Mündung  des  Zillertales 
besteht  fast  nur  aus  Grundgebirge  und  zeigt  dabei  einen  sehr  unregel- 
mäßigen Verlauf. 

Schwaz  selbst  liegt  auf  dem  Schuttkegel  des  Lahnbaches  und 
erst  weiter  östlich  erhebt  sich  die  Felsterrasse  mit  ziemlich  breitem 
aber  niedrigem  Ansatz.  Der  Raum  zwischen  dem  Schuttkegel  des 
Lahnbaches  und  dem  Felsaufschwunge  der  Terrasse  stellt  sich  als  eine 
ziemlich  tiefe  Einbuchtung  des  Gehänges  dar,  deren  Bau  durch  die 
mächtigen  Halden  der  Bergbaue  größtenteils  verhüllt  wird.  In  der 
Gegend  von  Ried  treffen  wir  beträchtliche  Lehmmassen,  welche 
stellenweise  an  der  Oberfläche  gerundete  Geschiebe  enthalten.  Wahr- 
scheinlich haben  wir  es  mit  Bändertonen  zu  tun.  Glücklicherweise 
schaffen  in  diese  Unklarheit  die  vorzüglichen  Aufschlüsse  des  tief 
angelegten  Erbstollens  Licht. 

Dieser  Stollen  *)  (Fig.  14)  setzt  bei  540  m,  also  etwa  10  m  über 
dem  Niveau  des  Inns,  an  und  führt  in  geringer  Neigung  gegen  Falken- 
stein in  das  Gebirge.  Durch  Zufall  konnte  ich  bei  meinem  Besuche  im 
Herbst  1902  in  Begleitung  des  Herrn  Bergverwalters  Petri  in  den 
vorderen  Teil  der  Stollenwände  Einblick  erlangen,  da  gerade  deren 
Holzverschalung  in  Auswechslung  begriffen  stand.  Wir  treffen  hier 
nach  mächtigen  Massen  von  Schottern  und  Sauden  (1)  ein  großes  Lager 
von  plastischem,  feinem  Lehm  (2),  der  in  der  Tiefe  des  Stollens  keine 
Gerolle  enthält.  Struktur  war  keine  bemerkbar,  doch  dürfte  sicherlich 
ein  großes  Bändertonlager  vorliegen,  dessen  Schichtung  entlang  den 
Stollenwänden  unklar  wurde.  Dahinter  stoßen  wir  auf  Sand  (3)  und 
ein  festes  Konglomerat  (4)  aus  groben  zentralalpinen  und  ortsnahen 
Gerollen.  Vor  allem  fällt  der  Reichtum  von  Buntsandsteingeröllen  auf. 
Nach  Durchfahrung  dieses  Konglomerats  gelangen  wir  in  eine  mächtige, 
ausgezeichnet  feinschlammige  Grundmoräne  (5),  welche  reichlich 
prächtig  geglättete  und  gekritzte  Geschiebe  umschließt.  Unter  den 
Geschieben  bemerken  wir  sowohl  zentralalpine  Gesteine  als  auch  ver- 


*)  Nach  einer  freundlichen  Mitteilung  des  Herrn  Bergverwalters  Petri  sind 
vom  Erbstollen  (1)  220  m  Gerolle  (Schotter,  Sande),  (2)  28  m  Lehm,  (3)  20  m 
Sand,  (4)  97  m  Nagelfluh,  (5)  45  m  Grundmoräne  und  (6)  720  m  Buntsandstein 
durchstoßen  worden. 


[59] 


Studien  über  die  Inntalterrassen. 


149 


schiedenartige  Kalke.  Gegen  Süden  grenzt  diese  Grundmoräne  an  Bunt- 
sandstein (6),  mit  dem  die  heftig  gestörte  Serie  des  Grundgebirges 
beginnt.  Die  an  der  Oberfläche  erschlossenen  Lehmmassen  dürften 
sicher  mit  der  ersten  Lehmablagerung  in  Zusammenhang  stehen.  Von 
dem  Konglomerat  und  der  unterliegenden  Grundmoräne  sind  hier  an 
der  Oberfläche  keine  Spuren  zu  entdecken. 

Die  vordere  Lehmmasse  dürfte  zu  den  liegenden  Bändertonlagern 
der   Inntalterrasse,    das   Konglomerat    und    die   darunter    befindliche 


Fi?.  14. 


Grundmoräne  jedoch  zu  einer  älteren  Vergletscherung  zu  rechnen 
sein.  Auch  hier  können  wir  wieder  beobachten,  in  wie  tiefer  Lage 
bereits  ältere  Grundmoränen  sich  im  Inntalgebiete  befinden. 

Aus  dieser  Einbuchtung  des  Berggehänges  östlich  von  Schwaz,  die 
am  besten  durch  diese  Vorkommnisse  im  Erbstollen  ausgedrückt  wird, 
erhebt  sich  das  Grundgebirge  zu  einer  dreistufigen  Felsterrasse  (Fig.  15). 
Alle  drei  Stufen  steigen  von  Westen  gegen  Osten  an  und  werden  von 
der  tiefen  Schlucht  des  Buchbaches  durchschnitten.   Auf  der  tiefsten 


Fi?.  15. 


Mehrerkopf 


JCojelmons 


eoo 


liegt  die  Häusergruppe  Gasteig  (682  m),  auf  der  nächsthöheren  jene 
von  Hof  (800  m),  endlich  auf  der  obersten  die  von  Kogelmoos  (1136  m). 
Geschichtete  Ablagerungen  und  Grundmoränen  sind  stellenweise  auf 
den  zwei  niedrigeren  Stufen  zu  finden.  Am  besten  erschlossen  sind 
sie  am  Einschnitt  des  Buchbaches.  Hier  treffen  wir  oberhalb  der 
Terrasse  von  Hof  geschichtete  Schotter  und  Sande  bis  über  900  m 
Höhe,  wobei  dieselben  von  Grundmoräue  überzogen  werden.  Alle 
drei  genannten  Stufen  sind  eigentlich  ansteigende  Felsfurchen,  welche 


150  Dr.  0.  Ampferer.  [60] 

gegen  das  Inntal  zu  von  vorragenden  Felsrücken  eingesäumt  werden. 
Jenseits  des  Buchbaches  ist  keine  Fortsetzung  der  Furche  von  Kogel- 
moos  zu  erkennen,  dafür  teilt  sich  die  Furche  von  Hof  in  die  von 
Gallzein  und  Niederleiten.  Die  unterste  Stufe  zerspaltet  sich  bei 
Schöllenberg  und  schickt  einen  Arm  zur  breiten  Furche  von  Gallzein 
empor.  Diese  letztere  Furche  weitet  sich  östlich  von  Gallzein  zu 
einer  ansehnlichen  Felswanne  aus,  welche  im  Norden  von  den  Fels- 
kuppen des  Schöllen-  und  Seilberges  beträchtlich  überragt  wird.  Be- 
sonders in  der  Umgebung  von  Niederleiten  sind  Grundmoränenreste 
vorhanden.  Die  tiefe  und  wilde  Schlucht  des  Schlierbaches  schneidet 
die  Wanne  von  Gallzein  von  ihrer  östlichen  Fortsetzung,  der  Anhöhe 
vod  Troi,  ab.  Die  Anhöhe  von  Troi  zeigt  wieder  zwei  Abstufungen, 
eine  in  etwas  über  900  m,  die  andere  bei  1000  m  Höhe.  Auf  der 
unteren  Stufe  treffen  wir  noch  in  über  900  m  Höhe  geschichtete 
Schotter  und  Mehlsande,  während  die  Grundmoränen  darüber  bis  über 
1000  m  emporziehen  und  besonders  am  Abhang  gegen  den  oberen 
Schliergraben  schön  entwickelt  und  aufgeschlossen  sind.  Am  Rücken 
von  Troi  steigt  die  Grundmoräne  auch  bis  unter  800  m  hinab. 

Östlich  des  Rückens  von  Troi  zieht  an  den  Halden  des  Ringen- 
wechsels ein  Graben  herab,  der  einen  Schuttkegel  ins  Inntal  hinaus- 
schiebt, auf  welchem  das  Dorf  Maurach  liegt.  Der  Graben  entsteht 
aus  der  Vereinigung  von  zwei  Einrissen,  zwischen  denen  sich  etwa 
bei  860  m  ein  Hügel  erhebt,  welcher  aus  einem  Konglomerat  besteht, 
wie  wir  ein  ganz  ähnliches  im  Innern  des  Erbstollens  antreffen. 
Gröbere,  stark  abgerollte  Gerolle  aus  zentralalpinen  und  ortsnahen 
Gesteinen  sind  zu  einem  festen  Konglomerat  verbunden.  Das  Vor- 
kommnis liegt  ganz  ohne  Verbindung  mit  gleichen  Ablagerungen  frei 
auf  einem  Hügel.  Die  Schotter  und  Sande  sowie  die  Grundmoränen 
von  Troi  müssen  es  seiner  Höhenlage  nach  einst  in  bedeutenden 
Massen  überdeckt  haben.  Zwischen  dem  Graben  von  Maurach  und 
dem  von  Rotholz  zieht  der  Berghang  bis  700  m  ohne  deutliche  Stufung 
herab.  Erst  in  dieser  Höhe  finden  sich  Felsvorsprünge.  Auf  einem 
solchen  steht  die  Ruine  Rottenburg,  in  deren  Nähe  sich  Grundmoränen 
finden.  Zwischen  Rotholzer  Graben  und  Zillertal  prägt  sich  wiederum 
eine  hochgelegene,  deutliche  Felsfurche  ein,  in  welcher  die  Höfe 
„Am  Raffel"  (943  m)  liegen.  An  ihrem  Westrande  über  dem  Rot- 
holzer Graben  steht  Grundmoräne  an.  Gegen  das  Inntal  ist  diese 
gegen  Osten  absinkende  Furche  von  einem  Felswalle  aus  Schwazer 
Dolomit  geschieden.  Ostwärts  läßt  sich  diese  Furche  in  undeutlicher 
Ausbildung  bis  zum  Abfalle  ins  Zillertal  verfolgen.  Von  der  Höhe, 
wo  sie  endet,  senkt  sich  hinter  dem  vorspringenden  Felswalle,  auf  dem 
das  Kirchlein  St.  Maria-Brettfall  steht,  eine  steile  Runse  bis  an  die 
Sohle  des  Zillertales  hinunter. 


[61]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  151 

Allgemeine  Zusammenfassung  der  Ergebnisse  sowie 
Schlussfolgerungen  und  theoretische  Annahmen. 

Wir  haben  im  Vorherigen  sämtliche  Terrassenreste  des  Inntales 
in  der  Strecke  von  Imst  bis  zur  Mündung  des  Zillertales  mit  Rücksicht 
auf  jene  Erscheinungen  beschrieben,  welche  geeignet  sind,  über  den 
Aufbau,  die  nachherige  Abtragung  und  Umformung  derselben  Licht 
zu  verbreiten. 

Wir  gingen  von  der  Annahme  aus,  daß  durch  den  vorliegenden 
Eiswall  des  Zillertalgletschers  in  dem  eben  begrenzten  Gebiete  des 
Inntales  und  seiner  Seitentäler  eine  Schuttaufstauung  veranlaßt  wurde, 
welche  nach  dem  höchsten  heute  noch  erhaltenen  Reste  über  900  m, 
ja  vielleicht  sogar  über  1000  m  Meereshöhe  im  Mittel  erreichte. 
Diese  gewaltige  Schuttaufspeicherung  ist  in  einer  Weise  mit  dem 
Vordrange  der  Vergletscherung  verbunden,  daß  sie  vor  der  Bedeckung 
durch  die  Eisströme  von  Wassererosion  nicht  dauernd  angegriffen 
werden  konnte.  Bis  zur  Eisbedeckung  mußte  die  Aufschüttung  stetig 
fortschreiten.  Kleinere  Schwankungen  des  sperrenden  Zillertalgletschers 
und  damit  verbundene  Erosionseingriffe  wurden  immer  von  neuem 
wieder  geschlossen.  So  konnte  diese  Aufschüttungsebene  erst  durch 
die  darüber  gleitenden  Eismassen  eine  ununterbrochene  Erosion 
erleiden. 

In  den  früheren  Abschnitten  habe  ich  nun  an  der  Hand  zahl- 
reicher Beobachtungen  zu  zeigen  versucht,  daß  die  heute  vorliegenden 
Terrassenreste  zum  großen  Teile  nicht  durch  Wasser,  sondern  durch 
Eiserosion  abgegrenzt  sind  und  folglich  die  Inntalfurche  bereits  vom 
Inntalgletscher  (im  Bühlstadium  Pencks)  in  die  Aufschüttung  hinein- 
gehöhlt wurde.  Diese  vom  Eise  geschaffene  Inntalfurche  unterscheidet 
sich  nun  allerdings  in  wesentlichen  Zügen  von  der  heutigen,  in  welcher 
die  glaziale  Prägung  in  großem  Umfange  durch  bedeutsame  Fluß- 
erosion umgemodelt  wurde.  Es  soll  nun  im  folgenden  versucht  werden, 
im  Umrisse  ein  Bild  von  jenen  Formen  zu  entwerfen,  welche  durch 
die  Gletscherarbeit  der  Inntalfurche  verliehen  wurden. 

Die  Charakteristik  dieses  Formenschatzes  führt  uns  dann  zu 
einer  solchen  der  Eisbewegung  und  Eiserosion.  Zum  Schluß  soll  noch 
ein  Erklärungsversuch  der  Eigenart  der  Eiserosion  etwas  weiter 
ausgeführt  werden,  der  geeignet  erscheint,  die  Fähigkeit  des  bewegten 
Eises,  Wannen  und  Furchen  in  den  Untergrund  zu  höhlen,  verständlich 
zu  machen.  Der  bequemen  Übersicht  wegen  habe  ich  alle  im  folgenden 
aufgeführten  Beobachtungsgruppen,  Schlußfolgerungen  und  Annahmen 
der  Reihe  nach  mit  Zahlen  bezeichnet. 

1.  Jede  der  beschriebenen  Inntalterrassen  besitzt  einen  Fels- 
kern, der  meistens  niedriger,  kürzer  und  schmäler  als  die  darüber 
befindliche  Schutterrasse  ist. 

2.  Daraus  folgt,  daß  das  Inntal  bereits  vor  der  Aufschüttung 
Felsterrassen  in  ungefähr  derselben  Anordnung  wie  die  heutigen 
Felsschutterrassen  hatte. 


152  Dr.  0.  Ampferer.  [62] 

3.  Wir  haben  an  vielen  Stellen  beobachten  können,  daß  die 
Oberfläche  dieser  älteren  Felsterrassen  eine  sehr  unregelmäßige  ist, 
welche  von  auf-  und  absteigenden  Furchen,  von  Wannen  und  Rund- 
höckern gegliedert  wird. 

4.  Obwohl  diese  Felsterrassen  weit  kleiner  als  die  heutigen 
Inntalterrassen  sind,  weisen  sie  dennoch  viel  größere  gegenseitige 
Höhenunterschiede  als  die  letzteren  auf.  WTir  können  in  ihnen  un- 
möglich alte  Flußterrassen  des  Tales  erblicken. 

5.  Mit  ihren  Schutterrassen  sind  die  darunterliegenden  Fels- 
terrassen aufs  innigste  durch  ein  jüngeres,  gemeinsames  Relief  ver- 
bunden, das  Schutt  und  Fels  gleichmäßig  überspannt. 

6.  Die  Abgrenzung  der  aus  Schutt  und  Fels  bestehenden  Ter- 
rassen erfolgt  an  der  Ost-  und  Westseite  durch  Abschrägungen,  welche 
ungefähr  in  der  Richtung  des  Inntales  an-  oder  absteigen. 

7.  Diese  Abschrägungen  sind  keine  ebenen  Flächen,  sondern 
meist  nebeneinander  gereihte  Furchenzüge,  die  noch  jetzt  an  vielen 
Stellen  mit  einer  Grundmoränendecke  überzogen  sind. 

8.  Solche  gefurchte  Abschrägungen  treffen  wir  sowohl  ins  Grund- 
gebirge als  in  die  losen  Aufschüttungen  eingegraben. 

9.  Die  Oberflächen  sämtlicher  Terrassenstücke  zeigen  im  Ver- 
gleich mit  der  oberen  Grenze  der  Aufschüttung  eine  bedeutende  und 
allgemeine  Erniedrigung. 

10.  Außer  dieser  allgemeinen  Abtragung  stellen  sich  darauf  noch 
eine  größere  Anzahl  von  Talfurchen  ein,  deren  Aushöhlung  durch  Eis 
wenigstens  angelegt  sein  dürfte. 

11.  Der  Abhang  der  Terrassen  gegen  das  heutige  Innbett  ist 
an  manchen  Stellen  tief,  an  einigen  sogar  bis  nahe  an  die  Talsohle 
herab  mit  einer  Grundmoränendecke  überzogen,  welche  beweist,  daß 
wenigstens  teilweise  die  glaziale  Inntalfurche  nahezu  die  Tiefe  der 
heutigen  erreicht  haben  muß.  Wahrscheinlich  lag  sie  jedoch  sogar 
tiefer. 

12.  Aus  den  Resten  älterer  Grundmoränen  bei  Egerdach,  an 
der  Mündung  des  Vomperbaches  und  im  Schwazer  Erbstollen  wissen 
wir  auch,  daß  das  Inntal  bereits  vor  der  Schuttaufstauung  ungefähr 
so  tief  wie  heute  ausgehöhlt  war. 

13.  Die  Schutt-  und  Felsterrassen  wechseln  im  breiten  Teile 
des  Inntales  auf  der  südlichen  und  nördlichen  Seite  im  allgemeinen 
mit  einander  ab,  wobei  sie  sich  gegenseitig  übergreifen. 

14.  In  dem  geraden,  schmalen  Inntallaufe  zwischen  Imster  Bahn- 
hof und  Telfs  liegt  am  Beginne  eine  doppelseitige  Terrasse,  dann 
überhaupt  keine  mehr. 

15.  Auf  der  ebenfalls  ziemlich  geraden  Strecke  zwischen  Nasse- 
reith  und  Telfs  ist  der  ganze  alte  Talzug  verschüttet  geblieben  und 
hat  nur  eine  allgemeine  Abschrägung  gegen  Osten  stattgefunden. 

16.  Längs  der  geradlinigen  Strecke  von  Telfs  gegen  Kranebitten 
ist  als  Folge  des  großen  Talbuges  bei  Telfs  der  nördliche  Teil  der 
Talaufschüttung  ganz  entfernt,  während  im  Süden  eine  gleichmäßige 
Terrasse  verblieben  ist. 


rg31  Studien  über  die  Inntalterrassen.  153 

17.  An  der  großen  Inntalweitung  bei  Innsbruck  haben  wir 
sowohl  eine  südliche  als  eine  nördliche  Terrasse. 

18.  Die  Anordnung  der  Terrassenreste  erfolgt  nicht  nach  der 
Vorzeichnung  des  Inns,  sondern  nach  der  Gestaltung  des  Talgeländes 
und  dem  Einfluß  großer  Seitentäler,  was  sich  besonders  an  der  ein- 
seitigen Terrassen  Verbreiterung  unterhalb  der  Mündungen  des  Sellrain- 
und  Silltales  ausdrückt. 

19.  Die  durch  die  Terrassenstücke  angezeigte  Bahnkrümmung 
ist  eine  sehr  großzügige,  welche  einerseits  in  vergrößertem  Ausmaß  die 
Biegung  des  ganzen  Tallaufes  widerspiegelt  und  anderseits  zu  steif 
ist,  um  in  durch  Vorsprünge  geschützte  Ecken  eindringen  zu  können. 

20.  Vergleichen  wir  den  heutigen  Innlauf  mit  der  Verteilung 
der  Terrassen  an  seineu  Seiten,  so  finden  wir,  daß  seine  Flußwindung 
nur  durch  die  wechselseitig  ins  Tal  geschobenen  Bachschuttkegel  be- 
stimmt wird  und  deswegen  scharf,  unregelmäßig  und  vor  allem  kurz- 
wellig ist. 

21.  Die  einzelnen  Terrassen  sind  meist  so  umfangreich,  daß 
der  Inn   im  Gebiete  jeder   einzelnen   mehrere  Schlingen   beschreibt. 

22.  An  einigen  Stellen  ergießen  sich  gerade  in  solche  Räume,  wo 
die  Terrassen  fehlen,  mächtige  Schuttkegel  von  Seitenbächen,  welche 
den  Fluß  sicherlich  verhindert  hätten,  in  ihrem  Schutzbereiche  die 
Terrasse  zu  entfernen. 

23.  Da  an  mehreren  längeren  Strecken  die  Talabhänge  der 
Terrassen  durch  den  Angriff  des  Inns  je  nach  der  Lage  gegen  Norden 
oder  Süden  zurückgedrängt  wurden,  so  muß  die  Krümmung  der 
glazialen  Inntalfurche  gegenüber  der  heutigen  lebhafter  gewesen  sein. 

24.  Die  Entfernung  der  seitlichen  Terrassenstücke  kann  nicht 
durch  eine  seitlich  hereindrängende  Erosionskraft  erklärt  werden,  da 
die  vorhandenen  Abschrägungsflächen  an  den  Ost-  und  Westseiten 
deutlich  einen  in  der  Talrichtung  auf-  und  absteigenden  Kraftstrich 
verraten. 

25.  Wie  die  Terrassenstücke  an  ihren  östlichen  und  westlichen 
Enden  nicht  durch  seitlich  hereindringende  Wassererosion  erklärbar 
sind,  so  ist  auch  der  Gedanke  an  seitliche  Aushöhlung  durch  bewegtes 
Eis  ausgeschlossen. 

26.  Aus  diesen  Beobachtungen  folgt,  daß  die  Eismassen  wenigstens 
an  den  Talseiten  zwischen  längeren,  weniger  angegriffenen  Strecken 
beträchtlich  tiefe  Einsenkungen  ausheben  konnten. 

27.  Diese  an  den  Talseiten  ersichtlichen  Einhöhlungen  legen 
die  Annahme  nahe,  daß  entsprechend  auch  die  Inntalfurche  größere 
und  kleinere  Vertiefungen  mit  erlitten  hat,  daß  mit  anderen  Worten 
der  Felsboden  des  Inntales  nach  dem  Rückzuge  des  Eises  aus  einer 
Reihenfolge  von  flachen  Wannen  bestand,  die  durch  niedrige  Schwellen 
voneinander  getrennt  waren.  Erst  durch  neuerliche  Flußaufschüttung 
dürfte  darüber  ein   gleichmäßiger  Schuttboden  angelegt  worden  sein. 

28.  Der  Erscheinung,  daß  wenig  angegriffene  Terrassenteile 
unmittelbar  neben  stark  vertieften  liegen,  begegnen  wir  in  allen 
Querschnitten   durch  das  von  uns  betrachtete  Inntalstück,    indem  wir 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (O.  Arnpferer.)       20 


154  Dr.  0.  Ampferer.  [64] 

einerseits  wenig   abgetragene  Terrassen   neben  der  tief  ausgehöhlten 
Talfurche   erkennen. 

29.  An  mehreren  Stellen  sind  wir  schrägen,  von  Grundmoränen 
bedeckten  Felsfurchen  begegnet,  die  in  der  Richtung  der  Eisbewegung 
ziemlich  steil  an-  oder  absteigen.  Wenn  wir  überhaupt  die  große 
Anzahl  .von  in  Fels  gegrabenen  Furchen  durchmustern,  finden  wir  fast 
alle  geneigt  und  viele  ziemlich  steil. 

30.  Aus  diesen  Beobachtungen  kann  man  den  Schluß  ziehen, 
daß  die  Erosion  eines  Eisstromes  sowohl  in  der  Bewegungsrichtung 
als  auch  senkrecht  dazu  bedeutenden  Schwankungen  unterliegt. 

31.  Die  Schwankungen  der  Erosionsgröße  senkrecht  zu  der 
Bewegungsrichtung  sind  viel  bedeutender,  obwohl  bisher  mehr  die- 
jenigen in  der  Bewegungsrichtung  beachtet  wurden. 

Auch  bei  kleineren  Felsfurchen  ist  der  AushöhluDgsbetrag  in 
der  Querrichtung  viel  bedeutenderen  Schwankungen  unterworfen  als 
in  der  Längsrichtung. 

32.  Diese  Schwankungen  in  der  Erosionswirkung  können  aber 
nicht  allein  auf  die  ungleiche  Widerstandsfähigkeit  der  jeweiligen 
Grundlage  des  bewegten  Eises  zurückgeführt  werden,  weil  auf  der 
großen  ursprünglichen  Aufschüttungsfläche  des  Inntales  überall  unge- 
fähr dieselben  Verhältnisse  geherrscht  haben  dürften. 

Auch  auf  Felsgrund  ist  die  Anlage  der  Furchen  und  Wannen 
nicht  allein  von  der  Widerstandskraft  der  Gesteinsstellen  abhängig, 
was  in  unserem  Gebiete  am  schönsten  an  den  mächtigen  Furchen 
der  Seefelder  Hochfläche  hervortritt,  welche  mehr  oder  weniger  quer 
zum  Schichtstreichen  des  Hauptdolomits  angelegt  sind. 

33.  Das  Eis  graviert  jede  größere  Bahnfläche  noch  mit  vielen 
kleinen  Furchen,  Höckern  und  Wannen.  Da  sich  dieselben  stets  in 
der  Strömungsrichtung  des  Eises  orientiert  finden,  kann  man  auch 
darin  nicht  bloß  den  Ausdruck  weicherer  und  härterer  Stellen  der 
Unterlage  sehen. 

34.  Wie  wenig  empfindlich  das  Eis  für  die  Widerstandskraft  der 
Unterlage  ist,  geht  daraus  hervor,  daß  sich  häufig  au  einen  felsigen 
Rundhöcker  ein  fast  gleich  hoher  Rücken  aus  losem  Schutt  unmittelbar 
anschließt.  Furchen  und  Kämme  treffen  wir  übrigens  oft  genug  ganz 
in  lose  Aufschüttungen  eingegraben. 

Dabei  ist  natürlich  im  Auge  zu  behalten,  daß  nur  die  Verteilung 
und  Richtung  von  Furchen  und  Wannen  auf  der  Gletscherbahn  nicht 
von  der  Widerstandsfähigkeit  des  Untergrundes  abhängt,  während 
die  Geschwindigkeit  und  Art  des  Eintiefens  sogar  in  hohem  Maße 
dadurch  bestimmt  wird. 

35.  Da  die  verschiedenen  Widerstandsfähigkeiten  der  Grundlage 
nicht  ausreichen,  um  die  eigentümliche  Anlage  der  Eisbahnfläche  zu 
erklären,  muß  die  Erklärung  in  der  Eisbewegung  selbst,  in  der  Ver- 
teilung von  Druck  und  Geschwindigkeit  gesucht  werden. 

36.  Je  besser  das  vom  Eise  zurückgelassene  Relief  erhalten 
ist,  desto  mehr  tritt  die  Eigenart  der  darauf  wirksam  gewesenen 
Erosion    zutage,   welche    auf   an-    oder   absteigendem    Grunde   häufig 


I "65]  Studien  über  die  Inntalterrassen.  155 

mehrere    benachbarte    Furchenzüge,    auf   flacherem   Boden    dagegen 
Wannen  anlegt. 

37.  Eigentümlich  für  die  Eiserosion  ist  auch  die  Erscheinung, 
daß  von  einer  größeren  Wanne  mehrere  auseinanderstrebende  Furchen 
wie  Strahlen  ausgehen.  Während  die  Eisbewegung  auf  geneigter 
Fläche  zu  Verbreiterung  und  Teilung  ihrer  Furchen  im  Sinne  der 
Bewegung  strebt,  faßt  die  Wassererosion  ihre  Rinnsale  in  der  entgegen- 
gesetzten Weise  im  Weiterlaufe  zusammen. 

38.  Wo  immer  sich  das  Bett  eines  Eisstromes  teilt,  ist  für  den 
aus  der  geraden  Richtung  abzweigenden  Arm  eine  deutliche  Abnahme 
der  Erosionskraft  zu  beobachten. 

39.  Ebenso  wird  durch  das  Zusammentreffen  von  zwei  Eis- 
strömen unter  rechtem  oder  gar  stumpfem  Winkel  die  Erosionskraft 
unter  der  Vereinigungsstelle  herabgemindert. 

40.  Strömt  ein  Gletscher  durch  ein  Tal,  das  abwechselnd  weiter 
und  enger  wird,  so  finden  wir  fast  regelmäßig  in  den  Weitungen 
Wannen  eingetieft,  während  die  Engen  von  höheren  Schwellen  besetzt 
gehalten  werden. 

41.  Da  die  Talwandungen  keines  größeren  Alpentaies  gleich- 
mäßig parallel  sind  und  zudem  vielfach  Seitentäler  einmünden,  so 
kann  es  als  Regel  gelten,  daß  ein  durchströmender  Gletscher  dem 
Tale  entlang  eine  Anzahl  von  Wannen  ausfegt,  welche  durch  mehr 
oder  minder  bedeutende  Stufen  voneinander  getrennt  werden. 

Die  Schaffung  eines  gleichmäßigen  Gefälles  ist  dem  Gletscher 
nur  in  den  seltensten  Fällen  möglich.  Er  wird  selbst  ein  völlig  aus- 
geglichenes Talsystem  in  eine  Folge  von  Wannen  und  Stufen  ver- 
wandeln, da  er  in  bedeutendem  Maße  dem  Einflüsse  der  unregelmäßigen 
Seitenwandungen  und  Seitentäler  unterworfen  ist. 

42.  Wechseln  in  einem  Eisstrome  die  Druck-  und  Geschwindig- 
keitsverhältnisse, so  greift  er  eine  ebene,  völlig  gleichartige  Fläche 
dennoch  ungleichmäßig  an. 

Es  ist  die  Grundfläche  eines  Eisstromes  die  Abbildung  der  damit 
wirksamen  Kräfte,  welche  nach  dieser  Ansicht  nicht  nur  im  großen, 
sondern  auch  im  kleinen  wechseln. 

43.  Es  ist  jedenfalls  anzunehmen,  daß  durch  kleineren  Druck 
und  größere  Geschwindigkeit  dieselbe  Erosionsleistung  erzielt  werden 
kann  wie  durch  höheren  Druck  und  kleinere  Geschwindigkeit. 

44.  Gehen  wir,  um  einen  Einblick  in  die  Druckverhältnisse 
eines  Gletschers  zu  erlangen,  von  einem  schmalen  V-förmigen  Tal- 
einrisse aus,  der  von  einem  Eisstrome  erfüllt  wird  (Fig.  16).  Da  das  Eis 
eine  gewisse  Druckfestigkeit  (25  kg/cm2)  besitzt,  können  wir  uns  den 
Eiskörper  in  eine  Anzahl  von  übereinander  liegenden  Gewölben  zerlegt 
denken,  von  denen  jedes  imstande  ist,  sein  eigenes  Gewicht  zu  tragen. 
Aus  dieser  Anordnung  ist  sofort  ersichtlich,  daß  in  .einem  solchen 
Tale,  wenn  dasselbe  für  die  Druckfestigkeit  des  Eises  nicht  zu  weit 
ist,  an  der  tiefsten  Stelle  nur  ein  geringer,  dagegen  auf  den  mittleren 
Seitenwänden  ein  sehr  bedeutender  Druck  lasten  muß  (Fig.  17).  Mit  Hilfe 
dieses  einfachen  Schemas  ist  es  leicht  begreiflich,  warum  die  Gletscher- 

20* 


156 


Dr.  0.  Ampferer. 


[66] 


ströme  stets  die  V-förmigen  Täler  in  U-förmige  verwandeln,  da  die 
Hauptlast  eben  an  die  Seitenwände  hingepreßt  und  daran  weiterge- 
schoben wird. 

45.  Diese  Verlegung  des  Hauptdruckes  auf  die  Seitenwände 
kann  so  weit  ausgebildet  werden,  daß  der  mittlere  Teil  des  Talbodens 
als  erhabener  Rücken  hervortritt,  weil  zu  beiden  Seiten  davon  Längs- 
rinnen ausgearbeitet  werden. 

46.  Je  mehr  sich  die  V-förmigen  Talformen  in  U-förmige  ver- 
wandeln, desto  mehr  nimmt  die  Seitenbelastung  ab  und  die  Sohlen- 
belastung zu.  Steile  Wände  bieten  daher  der  Eiserosion  eine  sehr 
geringe  Angriffsmöglichkeit. 


Fig.  16. 


47.  Erweitert  sich  ein  solches  schmales  V-förmiges  Tal  zu  einem 
breiteren,  so  ist  klar,  daß  die  Eisgewölbe  beim  Eintritte  in  die 
Talweitung  ihre  Spannung  verlieren  und  daher  der  ganze  bisher  von 
den  Seitenwänden  getragene  Druck  nunmehr  viel  direkter  auf  den  Tal- 
boden wirkt.  Diese  Übertragung  gibt  uns  eine  Erklärung,  warum  die 
Eisströme  die  Talweitungen  zu  Wannen  ausschliffen  und  an  den  Engen 
Schwellen  stehen  ließen. 

48  Durch  die  Bewegung  der  Eismassen  wird  die  Druckverteilung 
im  allgemeinen  verschoben,  jedoch  in  engen  Talfurchen  nicht  so  be- 
trächtlich, daß  die  Seitenwände  dadurch  entlastet  würden. 

49.  In  breiteren  Tälern  kommt  natürlich  eine  Gewölbespannung 
von  einer  Talseite  zur  anderen  nicht  in  Betracht,  weil  das  Eis  viel 
zu  nachgiebig  ist,  um  größere  Spannungen  aushalten  zu  können.  Dafür 
können  sich  hier  teilweise  Entlastungen  der  Grundlage  durch  Gewölbe- 


[67] 


Studien  über  die  Inntalterrassen. 


157 


Spannungen  zwischen  zusammenstoßenden  Gletscherströmen  heraus- 
bilden. Auf  diesem  Vorgange  dürfte  die  viel  beobachtete  Tatsache 
beruhen,  daß  die  seitlich  einmündenden  Täler  häufig  durch  eine 
höhere  Schwelle  vom  vorbeistreichenden  Haupttal  geschieden  werden. 

50.  Aus  den  beiden  Elementen,  der  Umformung  eines  V-förmigen 
Einrisses  in  einen  U-förmigen  Trog  infolge  Gewölbedruckes  gegen 
die  Seitenwände  und  der  Herabminderung  der  Erosionskraft  an  der 
Mündung  eines  Seitengletschers  in  den  Talgletscher,  kann  man  die 
Form   der  Karwände,    der  Karmulde   und   der  Karschwelle   ableiten. 

51.  Wie  zwischen  zusammendrängenden  Eisströmen  die  Grund- 
lage  vom  Druck   teilweise   entlastet   werden   kann,   so   ist  dies  auch 


Fig.  17. 


\ 


bei  der  Teilung  von  Eisströmen  möglich,  indem  einerseits  Stauungs- 
spannungen am  teilenden  Widerstand  auftreten  und  anderseits  ein 
großer  Kraftverbrauch  für  die  Trennung  der  Eismassen  erforder- 
lich ist. 

52.  Wir  sehen,  daß  sich  in  einem  vielfach  zusammengeschweißten 
Eisstrom  eine  Anzahl  von  mehr  oder  weniger  stark  den  Untergrund 
drückenden  Zonen  vorfinden  können.  Ebenso  ist  die  Verteilung  der 
Geschwindigkeiten  eine  im  Querschnitt  beträchtlich  wechselnde.  Be- 
denkt man  außerdem,  daß  in  einem  solchen  großen  Eisstrom,  der 
eigentlich  ein  Gletscherfadenbündel  vorstellt,  reiche  Schuttnähte  neben 
fast  schuttfreiem  Eise  herliefen,  so  erscheint  der  Oberflächenreichtum 
einer  Gletscherbahn  mit  ihren  zahlreichen  Furchen,  Wannen,  Buckeln 
und  Kämmen  der  entsprechende  Ausdruck  für  den  Reichtum  und  die 
Mannigfaltigkeit  seiner  Angriffsmittel. 


158  Dr.  0.  Ampferer.  [68] 

53.  Während  viele  Forscher  in  dem  Umstände,  daß  sich  oft 
mitten  in  der  Gletscherbahn  wenig  veränderte  Aufragungen  finden, 
einen  Beweis  für  die  Unbedeutendheit  der  Eiserosion  erblicken,  sehen 
wir  darin  nur  den  Ausdruck  der  Eigenartigkeit  jener  Erosion. 

54.  Nach  den  vorhergehenden  Überlegungen  erscheint  die 
Ansicht  von  Dr.  H.  Heß,  daß  durch  einen  Gletscher  vorspringende 
Leisten  an  dem  von  ihm  bestrichenen  Talgehänge  unbedingt  abge- 
schliffen werden  müssen,  als  unbegründet,  da  wir  zeigen  konnten,  daß 
der  Eisstrom  nicht  nur  vorhandene  Unregelmäßigkeiten  seiner  Bahn 
belassen,  sondern  auch  neu  schaffen  konnte.  (Siehe  Dr.  H.  Heß,  Der 
Taltrog.  Petermanns  Mitteilungen,  49.  Bd.,"  IV.  Heft,  Gotha  1903, 
und  Die  Gletscher  S.  363  u.  f.  Braunschweig  1904.) 

Damit  entfällt  auch  die  Notwendigkeit,  aus  der  Zahl  von  vor- 
handenen Gehängeknickungen  auf  ebensoviele  ineinander  gesenkte 
glaziale  Tal  tröge  zu  schließen. 

Einmal  haben  wir  aus  der  Anlage  der  Terrassenstücke  erkannt, 
daß  der  glaziale  Erosionssaum  an  den  Talgehängen  vielfach  Wellen- 
linien beschreibt  und  daher  ganz  wohl  einzelne  um  200 — 300  m  ver- 
schieden hoch  gelegene  Reste  von  Gehängestufen  einem  einzigen 
Glazialsystem  angehören  können.  Aus  der  Tatsache,  daß  wir  im  Inn- 
tale  bald  auf  der  einen  Seite  eine  Terrasse,  auf  der  anderen  eine 
tiefe  Furche  oder  zwei  Terrassen  und  in  der  Mitte  eine  solche  Furche 
finden,  erkennen  wir  weiter,  daß  Terrassenreste,  welche  in  gleicher 
Höhe  auf  beiden  Talseiten  vorragen,  nicht  unbedingt  gleichaltrig  sein 
müssen,  während  es  verschieden  hoch  gelegene  sein  können. 

Damit  wird  auch  die  Ansicht  desselben  Autors  hinfällig,  daß  man 
aus  den  verschiedenen  Gehängeknickungen  die  Mächtigkeit  der  sie 
jeweils  schaffenden  Eisströme  ableiten  kann. 

Für  die  Tatsache,  daß  der  Gletscher  seinen  Untergrund  sehr 
unregelmäßig  angreift  und  neben  Furchen  auch  Stufen  anlegt,  gibt  das 
von  Dr.  H.  Heß  in  seinem  Werke  „Die  Gletscher"  auf  Seite  124 
mitgeteilte  Querprofil  durch  den  Hintereisferner  einen  vorzüglichen 
Beleg.  Da  zugleich  die  Geschwindigkeitsverteilung  längs  dieses  Quer- 
schnittes angegeben  ist,  kann  man  erkennen,  daß  die  Form  des  Gletscher- 
bettes nicht  genau  der  Geschwindigkeitskurve  entspricht  (der  größeren 
Geschwindigkeit  =  größere  Tiefe,  der  gleichen  Geschwindigkeit  = 
gleiche  Tiefen),  weil  selbst  bei  gleichem  Material  der  Grundlage  eben 
noch  die  Funktion  der  Druck-  und  Schuttverteilung  im  Eiskörper  zur 
Einwirkung  gelangt. 

55.  Der  geschilderte  Vorgang,  welchem  die  heutige  Inntalterrasse 
ihre  Entstehung  verdankt,  dürfte  sich  schon  bei  früheren  Vergletsche- 
rungen eingestellt  haben,  da  höchstwahrscheinlich  auch  damals  beim 
Vordringen  einer  Vergletscherung  der  Gletscher  des  Zillertales  viel 
früher  das  Inntal  erreichte  als  der  eigentliche  Inntalgletscher  und  so 
eine  großartige  Schuttaufführung  erzwungen  wurde.  Durch  eine  solche 
Schuttanhäufung  wurde  der  damit  bedeckte  Talboden  in  bedeutsamem 
Maße  gegen  den  Angriff  der  Eiserosion  geschützt,  welche  erst  den 
losen  Schutt  hinausräumen  mußte,  bevor  sie  den  Felsboden  des  Tales 


("691  Studien  über  die  Inntalterrassen.  159 

selbst  bearbeiten  konnte.  Die  höheren  Talgehänge,  welche  nicht  wie 
der  Talgrund  von  einer  Schuttsohie  geschützt  waren,  mußten  im  Ver- 
hältnis  stärker   beansprucht  werden  als  der  Felsgrund  der  Talsohle. 

Die  gewaltige  Verbreiterung  der  oberen  Talgehänge  mag  viel- 
leicht auf  diese  Ursache  zurückzuführen  sein.  Jedenfalls  war  zur 
Wegschaffung  solcher  Schuttaufstauungen  eine  ungeheure  Arbeitskraft 
erforderlich. 

Wir  haben  den  Umfang,  die  Form  und  Lage  der  Terrassen- 
stücke als  eine  Funktion  des  darüber  gleitenden  Eisstromes  verstehen 
gelernt.  Damit  ist  schon  die  Abhängigkeit  der  Terrassenstücke  von 
dem  Wechsel  des  Eisstromes  gegeben.  Weil  nicht  so  sehr  wesentlich 
Schuttanhäufung,  sondern  die  Wegschaffung  für  die  Eisarbeit  charak- 
teristisch ist,  mußten  die  Terrassenstücke  einer  fortwährenden  Ver- 
kleinerung unterliegen.  Hätte  der  Eisstrom  des  Bühlstadiums  ebenso 
lange  und  mächtig  im  Inntale  gewaltet  wie  die  früheren  Vergletsche- 
rungen, so  wären  die  losen  Terrassen  wohl  vollständig  entfernt  und 
neue  Felsstufen  bewirkt  worden.  Da  die  Schutterrassen  bedeutend 
umfangreicher  und  regelmäßiger  wie  die  älteren  Felsterrassen  sind, 
können  wir  schließen,  daß  der  Gletscher  im  großen  und  ganzen  nicht 
vermochte,  den  Talhohlraum  der  Würmvergletscherung,  soweit  er  ver- 
schüttet war,  wieder  freizulegen.  Weil  die  alten  Felsterrassen  und 
die  neuen  Schutterrassen  ungefähr  an  denselben  Stellen  erhalten  ge- 
blieben sind,  kann  man  das  als  einen  Beweis  nehmen,  daß  sie  sich 
an  Stellen  befinden,  welche  im  Verlaufe  verschiedener  Vergletsche- 
rungen eine  bestimmte  ausgezeichnete  Anordnung  besaßen.  Es  mag 
hier  noch  darauf  aufmerksam  gemacht  werden,  daß  im  allgemeinen 
an  den  heutigen  .Terrassenresten  die  Felskerne  mehr  den  östlichen, 
talab  gelegenen  Teil  beherrschen.  Sie  sind  gleichsam  etwas  gegen 
Osten  vorgeschoben,  was  den  Anschein  erweckt,  als  ob  die  Wannen  da- 
zwischen besonders  an  der  Ostseite  ihre  Vergrößerung  erfahren  hätten. 

56.  Wir  haben  im  besprochenen  Inntalgebiete  ah  vielen  Stellen 
über  der  Grundmoränendecke  des  Bühlstadiums  Ablagerungen  von 
jüngeren  Lokalgletschern  vorgefunden,  welche  jedoch  nirgends  bis  zur 
Inntalsohle  herabreichen. 

Über  diesen  Ablagerungen  stellen  sich  vielfach  in  größerer  Höhe 
noch  weitere  ein,  deren  Ringformen  meistens  deutlich  erhalten  sind, 
falls  sie  nicht  in  zu  engen  Tälern  lagern.  Diese  Gebilde  schmiegen 
sich  allenthalben  ganz  den  jetzigen  Gehängeflächen  an. 


Zum  Schlüsse  soll  hier  noch  die  Bemerkung  angefügt  werden, 
daß  kein  zwingender  Grund  für  die  Annahme  vorliegt,  daß  sich  der 
Inntalgletscher  vor  der  großen  Schuttaufstauung  nicht  beträchtlich  über 
Imst  hinauf  zurückgezogen  haben  und  die  letztere  in  jener  Gegend  ihr 
oberes  Ende  gefunden  haben  soll.  Wir  treffen  allerdings  oberhalb  von 
Imst  keine  größeren  Schutterrassen,  haben  aber  gesehen,  daß  die  Auf- 
schüttung noch  in  der  Gegend  von  Nassereith  über  1000  m  Meeres- 
höhe erreicht.    Das  Inntal  ist  auch  weiter  aufwärts  noch  von  typischen 


160  Dr.  0.  Ampferer.  [70] 

glazialen  Felsterrassen  und  Wannen  besetzt,  welche  Abschrägungs- 
flächen-  und  Grundmoränenbezug  besitzen.  Bedenkt  man,  daß  der 
Tallauf  oberhalb  von  Imst  nicht  nur  viel  enger  ist,  sondern  auch  be- 
deutend Länger  unter  der  Einwirkung  der  Eiserosion  lag  als  die  untere 
Talfortsetzung,  so  wird  man  den  Gedanken  nicht  unwahrscheinlich 
finden,  daß  sich  die  Inntalaufschüttung  noch  weit  talauf  erstreckt  hat. 
In  dieser  Arbeit  ist  nur  jene  Strecke  näher  berücksichtigt  worden,  in 
welcher  sich  noch  die  geschichteten  Ablagerungen  jener  Aufschüttung 
unmittelbar  betrachten  lassen. 


Erklärung  zur  schematischeii  Skizze  eines  Teiles  der  Bahn- 
fiirche  des  Inntalgletsehers  (Tafel  V). 

Das  schraffierte  Gebiet  stellt  das  angrenzende,  über  1000  m  emporragende 
Bergland  dar.  Der  geschummerte  Streifen  gibt  ein  Kartenbild  der  unter  1000  m 
Höhe  eingesenkten  Inntalfurche.  In  diesem  Streifen  bedeuten  die  dunkleren  Stellen 
die  tieferen,  die  lichteren  die  höheren  Gebiete.  Ganz  weiß  sind  Zonen,  welche 
ungefähr  1000  m  Höhe  einnehmen.  Die  Pfeile  zeigen  größere  in  Fels  gegrabene 
Furchenzüge  au,  welche  gegen  das  höhere  Gehänge  i  mporstreben. 


Dr.  0.  Ampferer:  Inntalterrassen. 


Schematische  Skizze  eines  Teiles  der  Bahnfurch 


(Nach  dem  Bühlstadium  Pencks.) 


Riegel  von  Kar  res 


Profillinie  der  Terrassen  an  der  Südsi 


Terasse  zwischerX 


500 


X 


Jchensee     9Z9m 


Jahrbuch  der  k.  k.  geologisc  u 
Verlag  der  k.  k.  geologischen  Reic.  ' 


Tafel  V. 


Is  Inntalgletschers 


des  Inntales  zwischen  Telfs— Zillertal. 

hndVoldew  Mitterweerberg  %         Mündung; 


%        Zillertal- 


jhsanstalt,  Band  LIV,  1904. 
%  Wien,  III.,  Rasumoffskygasse  23. 


Über  eine  neue  Krabbe  (Cancer  Bittneri  n.  sp.) 
aus  dem  miocänen  Sandsteine  von  Kalksburg 

bei  Wien. 


Von  Franz  Toula. 

Mit  5  Textfiguron. 
Fig.  3. 


Fisr.  2. 


Fig.  5.  f  'ffflM^  * 


■'f/' 


Während  Alexander  Bittner  in  seiner  Abhandlung  über  Phyma- 
tocaränus  speciosus  Reuss  (Sitzungsber.  d.  Wiener  Akad.  d.  Wiss.  LXXV, 
1877)  es  noch  aussprechen  konnte,  daß  bis  dahin  die  von  Gonvers 
im  Rauchstallbrunnen-Steinbruche  bei  Baden  im  Leithakalkkonglomerat 
aufgefundene  Krabbe  (Phymatocarcinus  speciosus  Reuss,  Sitzungsber.  d. 
Wiener  Akad.  d.  Wiss.  LXIII,  1871)  der  einzige  Brachyurenrest  aus 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Eeichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  (F.  Toula.)  21 


162  Franz  Tonla.  [2] 

dem  österreichischen  Miocän J)  sei,  sind  uns  nun  vor  allem  durch 
Bittner  selbst  mehrere  Formen  bekannt  geworden. 

Zuerst  wies  er  das  Vorkommen  von  Phymatocarcinus  speciosus 
im  Leithakalke  von  Gamlitz  in  Steiermark  nach  (Samml.  Dr.  R.  Hoernes 
in  Graz),  von  wo  bis  dahin  nur  Scherenfinger,  die  dem  Genus  Scylla 
„angehören  mögen",  sowie  Portunidenscheren  und  ein  sehr  schad- 
hafter Cephalothorax  (Hofmuseum  in  Wien),  vielleicht  zu  Carpilius 
gehörig,  gesammelt  worden  waren,  Bittner  erwähnt  in  der  ange- 
führten Abhandlung  auch  das  Vorkommen  eines  winzigen  Titanocarcinus- 
Cephalothorax. 

Wenige  Jahre  später  konnte  er  weitere  Krabbenreste  aus  Öster- 
reich beschreiben.  (Beitrag  zur  Kenntnis  tertiärer  Brachyurenfaunen. 
Denkschr.  d.  Wiener  Akad.  d.   Wiss.  XLVIII,  1883.)  Es  sind  dies: 

Cancer  styriacus  n.  sp.  aus  dem  Leithakalke  von  Aigen  bei 
Fehring  in  Mittelsteiermark  (Cephalothorax,  Samml.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.). 

Cancer  ülyricus  n.  sp.  aus  dem  oberen  marinen  Miocän  zu  Sagor 
in  Krain  (Cephalothorax,  Univ. -Samml.  Graz)  und 

Cancer  carniolicus  n.  sp.  aus  „höchstwahrscheinlich  dem  Miocän 
angehörenden"  Ablagerungen  zwischen  Teinitz  und  Stein  in  Krain 
(10  Exemplare,  zwei  davon  in  der  Samml.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.)  und 
zwischen  Trifail  und  Hrastnigg. 

In  einer  späteren  Arbeit  über  „Decapoden  des  pannonischen 
Tertiärs"  (Sitzungsber.  d.  Wiener  Akad.  d.  Wiss.  CII,  1893)  besprach 
Bittner  Neptunus  cfr.  granulosus  A.  Milne  Ediv.  aus  einem  sandigen 
Leithakalke  von  Felsö-Orbö  (Klausenburger  Miocän)  sowie  Cancer  cfr. 
ülyricus  Bittn.  und  Ranidina  Rosaliae  n.  g.  und  n.  sp.  aus  dem  Tegel 
von  Walbersdorf  (D.  Sturs  Aufsammlung).  Die  W  albersdorfer  Stücke 
von  Cancer,  alle  „mehr  oder  minder  verzerrt",  ließen  es  ihm  zweifel- 
los erscheinen,  ob  Cancer  ülyricus  und  Cancer  carniolicus  „wirklich 
spezifisch  verschieden"  seien. 

Achelous  Krambergeri  Bittn.  von  Warasdin-Teplitz  in  Kroatien 
und  ?  Grapsus  sp.  ind.  von  Krapina  sollen  nach  Kramberger  aus 
dem  Oligocän  stammen. 

E.  Lörenthey  hat  in  seiner  Abhandlung:  „Beiträge  zur 
Decapodenfauna  des  ungarischen  Tertiärs"  (Termes  zetrajze  Fuzetek. 
XXI.  1898)  aus  dem  Leithakalke  von  Räkos  bei  Budapest  folgende 
Arten  beschrieben  und  zum  Teil  auch  abgebildet:  Calappa  Heberti 
Brocc.  2),  Matuta  inermis  Brocc,   Lambrus  spec.  ind.,  Portunus  pygmaeus 


1)  Die  erste  aus  dem  Leithakalke  beschriebene  Krabbe  ist  übrigens  Lobo- 
carcinus  cf.  Sismondai  H.  v.  Meyer  (Reuss,  Zur  Kenntnis  fossiler  Krabben.  Denkschr. 
d.  Wiener  Akad.  d.  Wiss.  XVII,  1857  [1859])  von  Brück  an  der  Leitha.  Eine  Form, 
die  zu  Cancer  gestellt  wird.  Cancer  Sismondai  wurde  aus  dem  Pliocän  von  Asti 
beschrieben.  Reuss  hat  aber  auch  aus  dem  Steinsalze  von  Wieliczka  eine  Krabbe 
als  Microdium  («.  gen.)  nodulosum  beschrieben,  welche  Form  von  Zittel  wohl 
gleichfalls  mit  Recht  zu  dem  Geschlechte  Cancer  gestellt  wurde.  Es  ist  ein  kleines 
Kopfbrustschild  (15  mm  breit  und  1T5  mm  lang),  dessen  Oberfläche  recht  gut 
erhalten  ist.  Reuss  führte  übrigens  1871  das  Vorkommen  von  Scheren,  die  er 
als  zu  Scylla  gehörig  betrachten  wollte,  aus  dem  Tegel  vou  Vöslau  und  aus  dem 
Leithakalke  von  Gamlitz  an. 

2)  P.  Brocchi,  Note  sur  les  crustaces  fossiles  des  terrains  tertiaires  de  la 
Hongrie.  (Ann.  des  sc.  göol.  XIV.  1883). 


|"3]       Über  eine  neue  Krabbe  aus  dem  miocäueu  Saudsteine  vou  Kalksburg.     163 

Brocc,  Neptunus  cfr.  granulatus  A.  Milne  Ediv.,  Cancer  cfr.  carniolicus 
Bittn,  (aus  dem  Leithakalk  von  Szabolcs  im  Baranyaer  Komitat). 

Endlich  ein  vortreffliches  Stück  von  Cancer  Szontaghi  n.  sp.  aus 
dem  Leithakalk  von  Tasädfö  im  Komitat  Bihar. 

Reste  (eine  Hand)  eines  Cancer  habe  ich  selbst  in  dem  Tegel 
von  Neudorf  an  der  March  (Deveny-Ujfalu)  in  Ungarn,  den  ich  als 
dem  Schlier  entsprechend  bezeichnen  konnte,  besprochen  und  abge- 
bildet (Verhandl.  d.  Ver.  f.  Natur-  und  Heilkunde  zu  Preßburg.  XI 
(XX).  1899  (1900). 

Zu  dieser  Brachyurenfauna  des  österreichisch-ungarischen  Miocäns 
gesellt  sich  nun  ein  Fundstück,  das  ich  vor  kurzem  bei  einem  Besuche 
der  Kalksburger  Strandbildungen  erlangen  konnte. 

Einer  meiner  Begleiter  fand  beim  Zerschlagen  eines  fester 
gebundenen  sandigen  Blockes  eine  Krabbe  in  Bruchstücken,  die  sich 
leidlich  gut  zusammenfügen  ließen.  Es  war  offenbar  ein  vollständiges 
Individuum,  doch  war  es  nicht  möglich,  alle  Teile  zu  erhalten. 

Die  Fundstelle  ist  der  erste  Aufschluß  auf  der  linken  Talseite 
des  Liesingbaches  unterhalb  des  bekannten,  von  Th.  Fuchs  so  genau 
geschilderten,  leider  zum  größeren  Teile  verbauten  alten  Kalksburger 
Steinbruches  „im  marinen  Konglomerat"  (Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  R.-A. 
1869,  pag.  189),  aus  welchem  das  Vorkommen  von  Krebsscheren 
lange  bekannt  ist.  In  neuester  Zeit  wurde  der  erwähnte  untere  Stein- 
bruch lebhafter  betrieben.  Von  hier  habe  ich  vor  einiger  Zeit  ver- 
schiedene Knochenreste,  darunter  Reste  von  Halitherium  und  auch 
eine  neue  Testudo-Art  beschrieben  (Zeitschr.  d.  Deutschen  geol.  Ges. 
XLVIII,  1896).  (Ich  ergreife  die  Gelegenheit,  eine  irrige  Annahme 
richtigzustellen.  Der  weniger  gut  erhaltene  Humerus-Hest  wird  nach 
Dr.  Oth.  Abels  Bestimmung  als  wahrscheinlich  von  Acerotherium 
stammend  aufzufassen  sein.) 

Der  neueste  Aufschluß,  zu  unterst  an  der  linken  Seite  des  Stein- 
bruches gelegen;  zeigt  leicht  gegen  0  verflächende  sandige  Schichten, 
welche  besonders  reich  sind  an  Treibholz  und  Konkretionen  mit 
Teredogängen,  an  schönen,  ansehnlich  groß  werdenden,  fächerförmigen 
Bryozoenkolonien  und  an  den  bezeichnenden  sandholden  Mollusken. 
Aus  diesem  Horizont  stammt  auch  die  zu  besprechende  Krabbe.  Im 
Hangenden  lagern  Breccienbänke  von  verschiedener  Bindung. 

Von  der  Krabbe  liegt  der  Cephalothorax  vor,  besonders  die 
rechte  Hälfte  in  vollkommenster  Erhaltung  der  Zähnelung  des  Seiten- 
randes. Dort,  wo  der  vordere  und  hintere  Teil  des  Seitenrandes 
zusammentreffen,  liegt  die  größte  Breite  und  springt  hier  ein  großer 
Zahn  dornartig  vor.  Der  vordere  Rand  bis  zu  diesem  Dorn  ist  schön 
bogenförmig,  der  hintere  Seitenrand  erscheint  etwas  eingezogen. 

Die  Breite  vor  dem  Dorn  gemessen 35-6  mm 

Die  Breite  an  der  Seitendornspitze  gemessen 39*6  „ 

Die  Länge 25-0  „ 

Der  Vorderrand  zwischen  den  äußeren  Orbitalwinkeln  .     .  17*0  „ 

Der  Vorderseitenrand  bis  zur  Dornspitze 18*7  „ 

Der  Hinterseitenrand 16-3  „ 

Der  Hinterrand 11*8  „ 

21* 


carniolicus  Bittner 

[ol 

Szontaghi  Lörenthey      ....     47 

Bittneri  nov.  spec 35*6  *) 


164  Franz  Toula.  [4] 

Zum  Vergleiche  seien  die  Maßverhältnisse  der  verwandten  Arten 
angeführt: 

Breite  Länge  Verhältnis 

Cancer  (Microdium)  nodulosum  Rss.  .     .     15*5      :     115  =  1347 

„       styriacus  Bittner 52         :     37  =  1405 

„       illijrkus  Bittner 40         :     305  =  1-311 

f38         :     26  =  1-461 

22  =  1-409 

34  =  1-382 

25  =  1-424 

[39-6 2)  :     25  =  1-584] 

Der  Stirnrand  zeigt  zwei  breite  Zähne,  deren  Spitzen  leider 
beschädigt  sind,  mit  fein  gekörnelten  Rändern.  Der  Augenhöhlenrand 
ist  deutlich  dreizähnig,  der  vorderste  Lappen  ist  am  breitesten.  Furchen 
trennen  diese  drei  Augenrandlappen,  welche  einen  schönen  Bogenrand 
bilden.  Dahinter  treten  bis  zum  Seitendorn  sieben  stumpfe  Zähne  auf, 
mit  feiner  Körnelung  der  Ränder.  Der  sechste  und  der  siebente  dieser 
Zahnlappen  sind  spitz  mit  einer  Verdickung  an  der  Spitze.  Der 
Seitendorn  ist  spitz  ausgezogen  und  trägt  an  seinem  Hinterrande 
kleine  spitze  Höckerchen,  die  sich  dann  längs  einer  wohlausgeprägten 
Kante  des  hinteren  Seitenrandes  in  der  Form  von  kleinen  Knötchen 
fortsetzen  bis  zum  Hinterrande ;  drei  von  diesen  Knötchen  schwellen 
zu  förmlichen  kleinen  Dornen  an. 

Der  Hinterrand  zeigt  ganz  dieselbe  perlenschnurartig,  mit  zarten 
Knötchen  verzierte  Kante,  wie  sie  Lörenthey  bei  seinem  Cancer 
Szontaghi  zeichnet.  Auch  die  tiefe  Furche,  durch  welche  sich  der 
Hinterrand  von  der  Herzregion  scheidet,  ist  vorhanden,  vor  derselben 
erhebt  sich  eine  Leiste,  die  gegen  den  hinteren  Seitenrand  verläuft 
und  in  einem  Dorn  endet. 

Daß  die  Regionen  der  Oberfläche  bei  dem  Kalksburger  Individuum 
nur  durch  ganz  seichte  Furchen  geschieden  sind,  wurde  bereits  erwähnt. 
Stellenweise  lassen  sich  diese  trennenden  Furchen  nur  durch  ihre  Glätte 
verfolgen.  Im  allgemeinen  ist  die  Furchung  ganz  analog  wie  bei  Cancer 
carniolicus  Bittner  und  bei  Cancer  Szontaghi  Lörenthey. 

Die  in  der  Medianlinie  gelegenen  Magenherzregionen :  —  die 
Epigastralregionen  sind  wie  bei  Cancer  nodulosum  Reuss  ausgeebnet 
—  die  Mesogastralregion  schiebt  sich  lanzettlich  zungenförmig  zwischen 
die  beiden  Protogastralfelder  bis  gegen  den  Stirnrand  hin.  Der  Abstand 
dieser  Spitze  bis  zur  Furche  hinter  der  Cardialregion  mißt  bei  dem 
Kalksburger  Stück  19-1  mm,  die  größte  Breite  beim  Hypogastricus 
beträgt  5-1  mm,  das  Verhältnis  ist  sonach  =  3*74,  während  diese  Maße 
bei  Cancer  Szontaghi  26'4  mm  :  8#7  mm  =  30  betragen.  Diese  Mittel- 
region ist  sonach  viel  schmäler.  Ihre  größte  Breite  liegt  bei  der  Biliarer 
Form  bei  den  Hypogastralfeldern,  bei  der  Kalksburger  Form  dagegen 


*)  Vor  dem  Dorn. 

2)  Am  Dorn  gemessen. 


[51       Über  eine  neue  Krabbe  aus  dem  miocänen  Sandsteine  von  Kalksburg.      165 

in  der  Cardialregion.  Die  beiden  Protogastralfelder  sind  bei  der  Kalks- 
burger Form  mit  drei  wohlmarkierten  randlichen  Höckern  geziert, 
die  Leberfelder  tragen  je  einen  zitzenförmig  aufragenden  Höcker. 

Ähnliche  Höcker  erheben  sich  auf  den  flachen  Aufwölbungen  der 
Kiemenregion,  von  welchen  jene  der  Mesobranchialregion  die  kräftigsten 
der  ganzen  Oberfläche  sind.  Diese  Höcker  sind  wie  bei  den  verwandten 
Arten  durch  Anhäufung  von  kleinen  Tuberkeln  gebildet,  welche  die 
ganze  Schalenoberfläche  bedecken,  in  den  Furchen  aber  ganz  winzig 
werden,  während  sie  auf  den  flachen  Aufwölbungen  der  genannten 
Regionen  größer  sind  und  sich  in  den  Höckern  häufen.  Die  Teilung 
der  Branchialregion  ist  eine  ähnliche  wie  bei  Cancer  Szontaghi,  nur 
sind  die  Furchen  unseres  Stückes,  obwohl  gegen  den  Hinterrand  am 
schärfsten  ausgeprägt,  doch  viel  flacher  als  bei  dem  ungarischen, 
freilich  etwas  größeren  Individuum. 

Bei  unserer  Form  kann  man  am  Augenrande  nur  von  einem 
paarigen  Dorn  sprechen,  der  ganz  ähnlich  gestellt  ist  wie  bei  der 
ungarischen;  weitere  paarige  Randlappen  sind  nicht  vorhanden. 

Die  mit  Tuberkeln  gezierten  Aufwölbungen  in  der  Cardialregion 
sind  bei  Cancer  Bittneri  etwas  anders  gestaltet  als  bei  Cancer  Szontaghi, 
die  beiden  vorderen  sind  kreisrund,  die  hintere  der  Quere  nach  ver- 
längert, während  bei  der  ungarischen  Form  die  vorderen  elliptisch, 
die  hintere  kreisrund  gezeichnet  sind. 

Auf  der  Unterseite  sieht  man  die  Pterygostomalfläche,  welche 
mit  zarten  Tuberkeln  bedeckt  ist,  und  erkennt  am  Rande  die  wohl 
ausgeprägte  Furchung  zwischen  den  Zahnlappen  des  vorderen  Seiten- 
randes. 

Man  erkennt  auch  Teile  der  im  Peristom  gelegenen  Gebilde 
und  des  Sternums  mit  der  zur  Aufnahme  des  Abdomens  dienenden 
Mittelrinne  und  die  Ansätze  der  ersten  Fußglieder. 

Erhalten  ist  auch  vom  Scherenfuße  das  Propodit  oder  das 
Handglied  und  der  Metatarsus  (Carpodit),  sie  konnten  aber  nur  teil- 
weise herauspräpariert  werden.  Das  Handglied  wendet  eine  mit 
zierlichen  Dornen  besetzte  Kante  nach  oben,  der  Metatarsus  ist  mit 
stärkeren  Dornen  besetzt. 

Erwähnt  sei  endlich,  daß  vor  der  rechten  Orbita  ein  zylindrisches 
Stielchen  liegt,  das  ich  wohl  als  Augenstiel  deuten  darf. 

Von  den  genannten  Cancer-Arten  des  Miocäns  stehen  mit  der 
Kalksburger  Form  Cancer  nodulosum  Reuss,  Cancer  illyricus  Bittner, 
Cancer  carnioliciis  Bittner  und  Cancer  Szontaghi  Lörenthey  in  näherem 
Verwandtschaftsverhältnis.  Das  von  Bittner  als  Cancer  styriacus 
beschriebene  und  (1.  c.  Taf.  I,  Fig.  6)  abgebildete  Exemplar  ist  nur 
ein  Steinkern  und  schon  aus  diesem  Grunde  schwieriger  in  Vergleich 
zu  bringen,  während  alle  übrigen  Arten  in  Schalenexemplaren  zur 
Abbildung  gebracht  werden  konnten.  In  bezug  auf  die  Oberflächen- 
beschaffenheit besitzt  Cancer  Szontaghi  die  größte  Ähnlichkeit,  wenn- 
gleich bei  Cancer  Bittneri  die  Furchen  viel  weniger  scharf  und  tief 
ausgeprägt  sind  als  bei  der  ungarischen  Art.  Der  Hauptunterschied 
liegt  in  der  Beschaffenheit  der  Form  im  allgemeinen  und  der  Aus- 
bildung der  Randzacken  im  besonderen. 


166  Franz  Toula  [6] 

Im  nachstehenden  gebe  ich  die  mir  bekannt  gewordenen  Ab- 
handlungen in  chronologischer  Folge,  in  welchen  sich  Mitteilungen 
über  marine  miocäne  Brachyuren  finden: 

1847.  E.  Sismonda  (Memor.  di  Torino.  X.  1847  [1849])  beschrieb  von  miocänen 
Krabben: 

Xantho  Edwardsi  aus  der  Molasse  von  Turin  und  den  Mergeln  von  Asti. 
Ranina  palmea  aus  der  Molasse  von  Turin. 
Palaeomyra  bispinosa  aus  dem  Miocän  von  Turin. 

1857.  A.  E.  Reu ss.  Zur  Kenntnis  fossiler  Krabben.  Denkschr.  d.  Wiener  Akad. 
d.  Wiss.  1857.  XVII.  S.  41.  Taf.  IX.  Fig.  1  und  2. 

Lobocarcinus  ef.  Sismondai  v.  Meyer  aus  dem  Leithakalke  von  Brück 
an  der  Leitha,  1.  c.  S.  41.  Taf.  IX.  Fig.  1  und  2.  Kommt  bei  der  Kalks- 
burger Art  nicht  in  Betracht. 

1862—1871.  Milne  Edwards.  Alph.  Hist.  des  Crustaces  podophthalmaires  fossiles. 
I.  Portuniens  et  Thalassien?.  II.  Canceriens.  Ann.  des  Sc.  nat.  Zoologie. 
4.  ser.  XIV.  1871.  XVIII.  1862.  XX.   1863.  5    ser.  I.   1864.  III.  1865. 

Beschreibt  vier  große  Cancer-Arten  aus  dem  Miocän. 

Palaeomyra  bispinosa  und  Titanocarcinus  pulchellus  aus  dem  Miocän 
von  Turin  (Supergahügel),  wo  auch  Ranina  palmea  Sismondai  gefunden 
wurde.  Außerdem  Atelecyclus  rugosus  Desm.  und  Neptunus  Monspeliensis 
aus  dem  Miocän  von  Montpellier  und  Lobonotus  sculptus  aus  dem  Miocän 
von  San  Domingo. 

Von  jüngeren  Formen  wäre  der  große  Cancer  Deshayesii  (Taf.  XXII. 
Fig.  2)  aus  dem  Pliocän  von  Oran  in  Vergleich  zu  ziehen,  wie  schon 
Bittner  es  getan  hat.  Seine  größte  Breite  fällt  in  den  letzten  Dorn  des 
vorderen  Seitenrandes  und  auch  der  hintere  Seitenrand  zeigt  eine  Ähnlich- 
keit, während  der  Cancer  Sismondai  aus  dem  Pliocän  von  Asti  außer 
Vergleich  bleibt. 

Phlyctenodes  depressus  aus  dem  „terrain  miocene  du  Monte  -  Gruni 
Vincentin".  Bleibt  außer  Betracht. 

1867.    A.  E.  Reu  ss.    Die   fossile  Fauna  der  Steinsalzablagerungen  von  Wieliczka 

in  Ualizien.    Sitzungsber.  d.  Wiener  Akad.   d.  Wiss.   LV.    1867.   Jännerheft. 

Microdium  nodulosum  Rss.  S.  157  (d.  Sep.-Abdr.).  Taf.  VIII.  Fig.  7  u.  8. 

Ein  Kopfbrnstschild    und    ein  Scherenbruchstück.    Ein  winziges  Stück  im 

Vergleiche  mit  jenem  von  Kalksburg.    Kopfbruststück    15  mm    breit  und 

11*5  mm  hoch,  von  ähnlichem  Umriß  und  einfacher  Oberflächendornung. 

1871.  A.  E.  R.  v.  Reuss.  Phymatocarcinus  speciosus,  eine  neue  Krabbe  aus  dem 
Leithakalke  des  Wiener  Beckens.  Sitzungsber.  d.  Wiener  Akad.  d.  Wiss. 
LX11I.  1871.  Aprilheft.  6  S.  mit  Taf. 

Ein  Kopfbrustschild  vom  Rauchstallbrunnen  bei  Baden.  Nach  rück- 
wärts verschmälert.  Mit  hohen  und  breiten,  am  Schild  abgestutzten 
oben  fein  gekörnelten  und  sehr  regelmäßig  verteilten  Höckern. 

1877.    Alex.  Bittner.  Über  Phymatocarcinus  speciosus  Reuss.  Sitzungsber.  d.  Wiener 
Akad.  d.  Wiss.  LXXV.   1877.  Aprilheft.  13  S.  mit  1  Taf. 
Aus  dem  Leithakalke  von  Gamlitz  in  Steiermark. 
Angegeben  wurden  von  miocänen  Formen   von  Gamlitz: 
Scherenglieder  von  mehreren  Arten. 
Carpilius,  glatt,  mit  ungezähntem  Vorderseitenrande. 
Portunidenscheren  (auch  von  Pols  bei  Wildon). 

Außerdem  wird  ein  Kopfbrustschild  beschrieben,  sowie  Fuß-  und 
Ilandglieder. 

Macrophthalmus  aus  dem  sandigen  Tegel  von  St.  Florian. 

Titanocarcinus  Ä.  M.  Edw.,  3  mm  lang. 

Sie  wären  nach  Bittner  zur  Genus  Daira  de  Haan  zu  stellen. 


("71       Über  eine  neue  Krabbe  aus  dem  miocänen  Sandsteine  von  Kalksburg.     167 

1881.  Fritz  Noetling.  Über  einige  Brachyuren  aus  dem  Senon  von  Mastriebt  und 
dem  Tertiär  Norddeutschlands.  Zeitschr.  d.  Deutsch,  geol.  Ges.  XXXIII. 
1881.  S.  358—365. 

Micromithrax  holsatica  Noetl.  Aus  dem  miocänen  Sandstein  von  Sege- 
berg in  Holstein. 

1883.  A.  Bittner.  Beiträge  zur  Kenntnis  tertiärer  Brachyurenfaunen.  Denkschr. 
d.  Wiener  Akad.  d.  Wiss.  XLVIIT.  1883.  S.  15—30  mit  2  Taf. 

Brachyuren  aus  dem  miocänen  Tegel  von  Radoboj,  im  Liegenden  des 
Leithakalkes:  Neptunus  Radobojanus  Bittn.  (II,  Fig.  1),  Nept.  slenaspis 
Bitttier  (II,  Fig.  2),  Mioplax  socialis  nov.  gen.  nov.  sp.  Bittn. 

Neuere  Cancer-Arten  aus  österreichischen  Miocanablagerungen: 

Cancer  styriacus  Bittn.  aus  dem  Leithakalke  von  Aigen  bei  Fehring 
in  Mittelsteiermark  (Kopfbrustschild). 

Cancer  illyricus  Bittner  aus  dem  oberen  marinen  Miöcän  von  Sagor 
in  Krain  (aus  mergeligsandigen  Schichten).  Ein  Kopfbrustschild. 

Cancer  camiolicus  Bittn.  Aus  „höchstwahrscheinlich"  dem  Miocän 
angehörigen  Ablagerungen  zwischen  Teinitz  und  Stein  in  Krain. 

An  die  zwei  letztgenannten  Formen  dürfte  sich  der  Krabbenrest  von 
Kalksburg  anschließen  lassen. 

Cancer  styriacus  Bitttier  wird  mit  C.  Deshayesi  M.  Edw.  einer  mio- 
und  plioeänen  Art  und  mit  dem  noch  näherstehenden  C.  Edwardsi  M.  Edw. 
in  Vergleich  gebracht. 

1883.  P.  Brocchi.  Note  sur  les  crustaces  fossiles  des  terrains  tertiaires  de  la 
Hongrie.  Ann.  des  sc.  geol.  Hebert  und  Milne  Edwards.  XIV.  75.  Taf.  IV 
und  V. 

Aus  dem  Miocän  von  Räkos  bei  Pest.  Portunus  pygmaeus,  Calappa 
Heberti,  Maluta  inermis. 

1893.  AI.  Bittner.  Decapoden  des  pannonischen  Tertiärs.  Sitzungsber.  d.  Wiener 
Akad.  d.  Wiss.  1893.  CIL  I.  Jänner. 

Neptunus  cfr.  granulatus  A.  Milne  Edw.    Leithakalk  von  Felsö-Orbö. 
Cancer  cfr.  illyricus  Bittn.   Aus    dem  Tegel  von  Walbersdorf. 
Dem  Autor  erscheint  es  zweifelhaft,  ob  seine  Arten:    Cancer  illyricus 
und  Cancer  camiolicus  wirklich  spezifisch  verschieden  sind. 
Ranidina  (n.  g  )  Rosaliae  Bittn. 

1898.  E.  Lörenthey.  Beiträge  zur  Decapodenfauna  des  ungarischen  Tertiärs. 
Termeszetrajzi  Füzetek.  XXI.  1898    1  —  133. 

Aus  dem  Leithakalke  wurden  beschrieben,  und  zwar  von  Räkos : 
Calappa  Heberti  Brocc. 
Matuta  inermis  Brocc. 
Lambrus  sp.  ind. 
Portunus  pygmaeus  Brocc. 

Neptunus  cf.  camiolicus  Bittn.   von  Szabolcs  (Baranyaer  Komitat). 
Cancer  Szontaghi  Lörenth.   (der  Kalksburger  Art   nahe    stehend)    von 
Tasädfö  im  Biliarer  Komitat. 

Pilodius  mediterraneus  Lörenth. 

1898.  Th.  Studer.  Zwei  neue  Brachyuren  aus  der  miocänen  Molasse.  Abh.  d. 
Schweiz,  paläont.  Ges.  1898.  25    S.    1—9  mit  Taf. 

Osachia  Frechei  Stud.  (Marchbachgiaben  am  Belpberge. 
Scylla  molassica  Stud.    Muschelsand    (Meeresmolasse)   vom  Weiherhof 
bei  Ludwigshafen. 

Außerdem  kennt  man  aus  der  miocänen  Molasse: 
?  Cancer  Rietmanni  C.   Mayer, 
?  Lupea  dubia  C.  Maye>-} 
Portunus  Kisslingi  Th.  Stud.  und 
Dorippe  Fankhauseri  Th.  Stud. 

Weist  auf  den  entschieden  atlantischen,  lusitanisch-westafrikanischen 
Typus  der  miocänen  Crustaceenfauna  hin. 


168  Franz  Toula.  [8] 

1899.  Franz  Toula.  Über  den  marinen  Tegel  von  Neudorf  an  der  Maren  (Deveny- 
Ujfalu)  in  Ungarn.  Verband],  d.  Ver.  f.  Natur-  und  Heilkunde  zu  Preßburg. 
XI  (XX).  1899  (1900). 

Cancer  spec.  S.  17  (im  Sep.-Abdr.).  Fig.  10  u.  11.  Eine  Hand  ähnlich 
jener  von  Microdium  nodulosum  Rss.,  aber  etwa  doppelt  so  groß,  besser 
erhalten  und  etwas  anders  verziert 

1900.  A.  S.  Packard.  A  new  fossil  crab  from  the  Miocene  greensand  bed  of 
Gay  head,  Marthas  Vineyard  with  remarks  of  the  phylogeny  of  the  Genus 
Cancer.  Proc.  Am.  Ac.  of  arts  and  Sc    XXXVI.    900.  S.  3  — 9  mit  2  Taf. 

Cancer  proavitus  n.  sp. 

Diese  Art    und  Archaeoplox  signifera  Stimpson   bilden    die  Vorläufer 
der  zwei  an  der  Küste  Nordamerikas  lebenden  Cance?-- Arten. 
Bleibt  beim  Vergleiche  außer  Betracht. 

1901.  E.  Lörenthey.  „Andorina"  und  „Daränyia",  zwei  neue  Brachyuren- 
Gattungen  aus  Ungarn.  Math  u  Naturw.  Berichte  aus  Ungarn.  XVII.  1901. 
S.  328—336  mit  Taf. 

Andorina  elegans  n.  sp.  aus  dem  Leithakalke.  Telepigasse  in  Budapest. 
(Daränyia  granulata  n.  sp.  stammt  aus  dem  Obereocän). 

Zählt  man  die  im  vorstehenden  angeführten  Formen,  so  ergeben 
sich  36  Arten,  von  welchen  2/3  zu  den  Bogenkrabben  (Cyclometopa) 
gehören. 


Gesellschafts-Buchdruckerei  Brüder  Hollinek,  Wien.  III.,  Erdbergstraße  3. 


Tafel  I. 

Geologische  Beobachtungen  auf  einer  Reise  in  die  Gegend  von 
Silistria  und  in  die  Dobrudscha  im  Jahre  1892. 


Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  1.  Heft.  22 


Fig. 

1. 

Fig. 

2. 

Fig. 

3. 

Fig. 

4. 

Fig. 

5  u 

Fig. 

7. 

Fig. 

7  o. 

Fig. 

Ib. 

Erklärung  zu  Tafel  I. 

Planorbis  sp.  Ähnlich  ist  Planorbis  cornu  Brongn.  Von  Silistria. 

Lymnaea  sp.  von  Silistria. 

Helix  sp.     7iU   vergleichen    mit    Hclix  Vindobonensis  Pfeiffer.     Steinkern 

aus  dem  Süßwasserkalke  nördlich  von  Doimuschlar  (Silistria  W.)   . 
Planorbis  sp.     Aus  dem    Süßwasserkalke  von    Doimuschlar.     (Aus  einem 
Bausteine.) 
und  6.     Cardien    ans  der    Formengruppe    des  Caräium  simplex  Fuchs  von 
Silistria. 
Nerinea  sp.     Aus    der  Verwandtschaft   von    Nerinea    Coqiiandana   d'Orb. 
und    JV.    Traversensis   Pictet   et    Camp.     Aus    dem   Nerineenkalke    von 
Birtschma  hei  Silistria. 
Querschnitt  von  Nerinea   Olisiponensis  Sharpe.    (Zum  Vergleiche.) 
Nerinea  sp.     Aus  dem  Nerineenkalke  von  Mirdschawoda  im  Karasutale. 
(Nach  einem  Kittabdrucke.) 
Fig.     8.     Winzige  Echinidensteinkerne.    Ähnlich:  Discoidea   subuculus  Klein.    Aus 

einem  Bausteine  von  Silistria. 
Fig.     9.     Terebratula  sp.     Aus  einem  Bausteine  von  Silistria. 
Fig.  10.     Deckelklappe    von    Eequienia    spec.     (Von    der    Innenseite )     Aus    dem 

Requienienkalke  bei  Kokerlenj. 
Fig.   11.     Actaeon  cf.  Staszycii  Quenst.    Kittabdruck.    Von  Birtschma  bei    Silistria. 
Fig.  12.     Abdruck  einer  Gastropodenschale  {Murex  [?]).  Von  Birtschma  bei  Silistria. 
Fig.  13.     Abdruck  einer  kleinen  Nerinea  sp.  ind.  Von  Birtschma  bei  Silistria. 
Fig.  14.     Anthophyllum  sp.  ind.  Aus  dem  Nerineenkalke  von  Birtschma. 
Fig.  15.     Nerinea  lsteriana  n.  sp.   Aus  dem  Nerineenkalke  von  Birtschma. 
Fig.   16  und  17.     Steinkerne  von  Monopleura    Aus  Bausteinfindlingen.  Gegend  von 
„Tromos"    an    der    Donau.     Aus    der    Formenreihe    der   Monopleura 
trilobata  d'Orb. 
Fig.  18.     Steinkerne  einer  Nerinea  {Nerinea  Dobrudschensis  n.  f.)  aus  der  Verwandt- 
schaft von :  Nerinea  Favrina,  Valdensis  und  Blancheti  Pictet  et  Camp. 
Bei  Kokerlenj  an  der  Donau,  aus  dem  Hangenden  der  Requienienkalke. 
Fig.  19.     Eequienia  Lonsdalei  d'Orb.  var.  Aus  dem  Requienienhorizont  südlich  von 

Tschernawoda. 
Fig.  20.     Serpula  sp.  Ähnlich  sind  Serpula   Trachinus  Gldf.   und  Serpida  lophioda 

Gldf.  Nördlich  von  Kokerlenj,  unterhalb  der  Donauinsel. 
Fig.  21.     Otodus  sp.  Ähnlich:   Otodus  sulcatus  Gein.    Aus  den  Exogyrensanden  im 
Karasutale. 


Franz  Toula:  Silistria  u.  Karasu. 


Taf.  I. 


A.Swol3odan.d.N"at.gez.u2itK 


Iifh.AnstvAlb.Bprcfer\VienVIIL 

Jahrbuch  der  k.k. Geologischen  Reichsanstalt,  Band  LIV.1904. 

Verlagderk.k.Geologischen Reichsanstalt Wien.lll.Rasumoffskygasse  23. 


Tafel  II. 

Geologische  Beobachtungen  auf  einer  Reise   in  die  Gegend  von 
Silistria  und  in  die  Dobrudscha  im  Jahre  1892. 


22" 


Erklärung  zu  Tafel  II. 

\a—i.  Deckelklappen  von  den  kleinen  ungefalteten  Exogyren  aus  dem  Karasntale 
unterhalb  Mirdschawoda. 

II  a—p.  Unterklappen  der  kleinen  ungefalteten  Exogyren  aus  dem  Karasntale. 

II  r  und  s.   Ungefaltete   kleine  Exogyren   von   den   Uferfelsen   zwischen    Kokerlenj 
und  Tschernawoda. 


Franz  Toula:  Silistria  u.  Karasu. 


Taf.    II. 


A.SwoWan.d.Nat.gez.u:iith.  LitKAnstsAlb3ergerWienVm. 

Jahrbuch  der  k.k. Geologischen  Reichsanstalt,  Band  UV.1904. 

Verlag  der  kk.Geologischen  Reichsanstalt  Wien.lll.Rasumoffskygasse  23 


Tafel  III. 

Geologische  Beobachtungen  auf  einer  Reise  in  die  Gegend  Ton 
Silistria  und  in  die  Dobrudscha  im  Jahre  189*2. 


Erklärung  zu  Tafel  III. 

Fig.  1.     Sphaerulites  Dobrudschensis  n.  sp.  » 

a.  Von  vorn. 

b,  Von  oben  (bei  x  war  ein  zweites  Individuum  angewachsen). 
Fig.  2.     Berenicea  Dobrudschensis  n.  f. 

Fig.  3.     Trigonia  spec.  ind.   von  Tschernawoda. 

Fig.  4—  10.     Gefaltete  kleine  Exogyren 

Fig.  4  und  5  von  Tschernawoda,  nahe  dem  östlichen  Uferpfeiler  der  großen  Brücke. 

Fig.  6—10.     Bei  Boastschik  „an  der  Ecke''. 


Franz  Toula:  Silistria  u.  Karasu. 


Taf.   III. 


7c       \±.,.m..,:. 


LitKAtistKAIb.BeriTerWienVIIl. 


A.Swot  o  da  n.d.Nat.gez.uiith. 

Jahrbuch  der  k.k. Geologischen  Reichsanstalt,  Band  UV.  1904 
Verlag  de  r  k.k.Geologischen  Reichsanstalt  Wien,lll.Rasumoffskygasse  23. 


Tafel  IV. 
Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen. 


Erklärung  zu  Tafel  IV. 

Fig.  1.  Plagioklas  aus  einem  Aplit.   Der  Kristall  besitzt  dort,  wo  er  an  Orthoklas 
grenzt,  eine  Myrmekitkruste  mit  quarzfreiem  Saum.    Diese   setzt  scharf  ab, 
so  wie  Quarz  an  den  Plagioklas  herantritt.  (Vgl.  pag.  50  [4],  und  71   [25].) 
Gekreuzte  Nikols.  Vergrößerung  51. 

Fig.  2.  Hornblende  aus  dem  Tonalitgneis  südl.  von  Mauls.  Der  Kristall  ist  quer 
durchgebrochen  und  an  der  Bruchstelle  in  Bioiit  umgewandelt.  (Vgl. 
pag.  60  [14].) 

Parallel  polarisiertes  Licht.  Vergrößerung  23. 

Fig.  3.  Tonalitgneis  vom  Nockbach  bei  Mauls.  Hochgradige  Kataklase.  Mylonit- 
artige  Pressungszone. 

Unpolarisiertes  Licht.  Vergrößerung  20. 

Fig.  4.  Tonalitgneis  südl.  von  Mauls.  Veranschaulicht  die  Kataklasstruktur.  Horn- 
blende mit  Rissen  nach  der  Spaltbarkeit.  Plagioklas  links  oben  mit  Albit- 
adern  und  einem  von  Quarz  erfüllten  Riß. 
Gekreuzte  Nikols.  Vergrößerung  15. 

Fig.  5.    Tonalitgneis    mit   porphyrischen    Plagioklasen    vom    Rabenstein.    In    dem 
Plagioklaseinsprengling    am    Rande    zonenweise  ^angeordnete    Quarzstengel 
und  -Tropfen,   außerdem  Hornblendeeinschlüsse.  (Vgl.  pag.  64  [18].) 
Gekreuzte  Nikols.  Vergrößerung  5. 


W.  Petrascheck:    Gesteine  der  Brixener  Masse. 


Tafel  IV. 


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Piol.  Dr.  Becke  phot. 


Lichtdruck  t.  Max  Jaffe,  Wien. 


Jahrbuch  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt  Bd.  LIV,  1904. 

Verlag  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt,  Wien,  III.,  Rasumoffskygasse  23. 


"'     '•-•  &•  <  i* 


Inhalt. 


1.  Heft. 

Geologische  Beobachtungen  auf  einer  Reise  in  die  Gegend  von  Silistria 
und  in  die  Dobrudscha  im  Jahre  1P92.  Von  Franz  Toula.  Mit 
3  lithographierten  Tafeln  (Nr.  I— III)  und  19  Textfiguren    . 

Über  Gesteine  der  Brixener  Masse  und  ihrer  Randbildungen.  Von 
Dr.  W.  Petrascheck.  Mit  einer  Tafel  (Nr.  IV)  und  einer  Text- 
figur       

Einige  neue  Fossilienfundorte  in  der  ostböhmischen  Kreideformation. 
Von  Jaroslav  J.Jahn    .  

Studien  über  die  Inntalterrassen.  Von  Dr.  0.  Ampferer.  Mit  einer 
Tafel  (Nr.  V)  und  17  Zinkotypien  im  Text 

Über  eine  neue  Krabbe  {Cancer  Bittneri  n.  sp.)  aus  dem  miocäneu  Sand- 
steine von  Kalksburg  bei  Wien.  Von  Franz  Toula.  Mit  5  Text- 
figuren . .     . 


Suite 


47 


75 


91 


161 


—  SÄ-- 


NB.  Die  Autoren    allein    sind  für    den  Inhalt   und  die  Form 
ihrer  Aufsätze  verantwortlich. 


(iesellHChaftg-huchdritekerei  Brüder  Hollinek.  Wien,  III.,  Krdbei-RairaUe  S. 


Ausgegeben  am  15.  November  1904. 


JAHRBUCH 


DER 


KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


JAHRGANG  1904  LIV.  BAND. 


2.  Heft. 


ff.  •*-  M<5\ 


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Wien,  1904: 

Verlag  der  k.  k.  geologischen  Reichsanstalt. 


In   Kommission  bei   R.   Lechner  (Wilh.   Müller),   k.  u.  k.   Hofbuchhandlung, 

I.,  Graben  31. 


Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau 

in  Böhmen. 


Von  K.  Richter. 

Mit  drei  Zinkotypien  im  Text. 


Einleitung. 

Der  418  m  hohe  bewaldete  sogenannte  Kalkberg,  dessen  Kalk- 
steinlager in  der  vorliegenden  Arbeit  besprochen  werden  soll,  liegt 
an  der  böhmischen  Nordseite  des  Isergebirges  bei  dem  Dorfe  Raspenau, 
am  linken  Ufer  der  hier  in  nordwestlicher  Hauptrichtung  fließenden 
Wittig.  Bisher  hat  der  Raspenauer  Kalkstein,  obwohl  er  nicht  selten 
in  der  Literatur  angeführt  wird,  weder  eine  eingehendere  geologische 
noch  mineralogische  Bearbeitung  erfahren.  Da  die  geologischen  Ver- 
hältnisse, besonders  was  das  Liegende  und  Hangende  betrifft,  infolge 
des  weit  vorgeschrittenen  Abbaues  im  einzelnen  schon  jetzt  nur  noch 
mit  Schwierigkeit  zu  erkennen  sind,  so  scheint  es  angebracht,  das 
Gebiet  einer  genauen  Untersuchung  zu  unterziehen,  ehe  noch  die 
Lagerungsverhältnisse  durch  die  Materialgewinnung  ganz  unkenntlich 
gemacht  werden.  Um  nur  eins  zu  erwähnen,  sei  hier  angeführt, 
daß  zum  Beispiel  die  hangenden  Gesteine  schon  jetzt  nur  noch  in 
einer  ganz  geringen  Erstreckung  annähernd  deutlich  erkennbar  erhalten 
sind  und  daß  der  weitere  Abbau  sie  vielleicht  schon  in  wenig  Jahren 
beseitigt  haben  kann. 

Bevor  näher  auf  das  Geologische  eingegangen  wird,  soll  zunächst 
eine  Zusammenstellung  derjenigen  kurzen  Angaben  —  soweit  sie  dem 
Verfasser  bekannt  geworden  sind  —  angeführt  werden,  die  bis  jetzt 
über  das  zu  behandelnde  Gebiet  vorliegen. 

1822.  Dlask.  Versuch  einer  Naturgeschichte  Böhmens.  Prag.  Hier  wird  Seite  310 
bloß  erwähnt,  daß  „Urkalk,  durch  den  gänzlichen  Mangel  an  Versteinerungen 
wesentlich  von  dem  Flötzkalk  unterschieden",  außer  an  anderen  Orten  auch 
„bei  Raspenau  im  Isergebirge"  vorkommt. 

1859.    Joh.  Jokely,  Jahrb.  d.  k.  k.  geolog.  R.-A.  X.  382. 

1866.  A.  Fritscb,  Sitzungsbericht  der  böhmischen  Gesellschaft  der  Wissen- 
schaften 36. 

1866.  A.  F ritsch,  N.  Jahrb.  f.  Min.  u.  s.  w.  352. 

1867.  J.  Roth,  Erläuterungen  zur  geognostischen  Karte  vom  niederschlesischen 
Gebiete  und  den  umliegenden  Gegenden.  27.  Berlin. 

1868.  G.Menzel,  Physiographie  des  Isergebirges  und  seiner  nächsten  Umgebung, 
mit  Rücksicht  auf  Land-  und  Forstwirtschaft.  37.  Reichenberg  und  Friedland. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (K.  Richter.)  23 


170 


K    Richter. 


[2] 


1869.  Krejöi,  Archiv  der  naturwissenschaftlichen  Landesdurchforschung  von 
Böhmen.  1.  Bd.,  2.  Abteiig.  19.  Prag.  Hier  finden  sich  ferner  Angaben  über 
das  Eozoon  von  A.  Fritsch  (247)  und  die  mineralogisch  -  chemische  Unter- 
suchung desselben  von  Hoffmann  (252). 

1875.    Kalkowsky,   Über  den  Salit  als  Gesteinsgemengteil.  Min.  Mitteilgn.  50. 

1892.  Blumrich,  Einige  Mineralien  vom  Kalkberge  bei  Raspenau  (Nordböhmen). 
Tschermaks  min.  u.  petr.  Mitteilgn.  13.  Bd.  257. 

1892.  Katzer,  Geologie  von  Böhmen.  42.  465,  476,  481.  482.  Originalangaben 
bringt  Katzer  allerdings  nicht. 


Geologische  Übersieht. 

Am  Anfange  dieses  kurzen  geologischen  Teiles  sei  zunächst 
bemerkt,  daß  es  nicht  Zweck  der  nachfolgenden  Ausführungen  ist, 
eine  spezielle  geologische  Beschreibung  der  Gegend  um  Raspenau  zu 
liefern,  sondern  daß  die  geologischen  Verhältnisse  nur  so  weit  berück- 
sichtigt werden  sollen,  als  für  die  richtige  Auffassung  des  Kalkstein- 
lagers nötig  erscheint. 

Fig:.  1. 

Maßstab :  1 :  25.000. 


a  —  Oberer  oder  Wildner'scher  Bruch. 
b   —  Unterer  oder  Ressel'scher  Bruch. 

Wo  keine  nähere  Bezeichnung  angegeben  ist  (West-,  Nord-  und  Ostseite  des  Kalk- 
berges),  findet   sich  weder   anstehendes    Gestein ,   noch   gestatten   Lesestücke   eine 

absolut  sichere  Angabe. 


I"3]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  171 

Es  muß  zunächst  auf  die  verschiedenen  Anschauungen  betreffs 
der  Einlagerung  des  Kalksteines  eingegangen  werden,  die  einerseits 
Jokely,  dem  sich  K  atz  er  anschließt,  andererseits  Roth  und  Krejci 
vertreten  haben.  Nach  Jokely  liegt  der  Kalkstein  in  Phyllit,  nach 
den  letzteren  beiden  Autoren  aber  in  Glimmerschiefer,  den 
Krejci  als  „quarzigen  Glimmerschiefer"  bezeichnet  hat.  Auf  Grund 
der  mikroskopischen  Untersuchung  hat  sich  nun  ergeben,  daß  die 
Ansicht  von  Roth  und  Krejci  die  richtige  ist  Der  Glimmer- 
schiefer, der  später  noch  beschrieben  werden  wird,  ist  gegen- 
wärtig nur  noch  in  geringem  Umfange  auf  der  Ostseite  des  Kalkberges 
anstehend  erhalten.  Er  hat  ein  Streichen  von  NO — SW  bei 
einem  mittleren  Einfallen  von  40°  nach  NW.  Auf  der  Höhe 
des  Berges  tritt  in  seinem  Hangenden  ein  heller  Gneisglimmer- 
schiefer zutage,  der  mit  dem  eigentlichen  Glimmerschiefer 
Streichen  und  Fallen  gemeinsam  hat.  Er  steht  allerdings  nur  noch 
in  einigen  unbedeutenden  Resten  an.  Eigentümlicherweise  erwähnen 
weder  Jokely,  Roth  und  Krejci  das  Vorkommen  desselben,  noch  ist 
er  auf  der  österreichischen  und  auf  Roths  geologischer  Karte  ange- 
geben. Auf  der  Südseite  des  Kalkberges  schiebt  sich  quer  zur  Streich- 
richtung des  Glimmerschiefers  zwischen  den  Berg  und  den  südlich 
von  ihm  erscheinenden  Granit  eine  schmale  Zunge  eines  gestreiften 
Gneises  ein,  die  auch  Jokely  erwähnt.  Ihre  Begrenzung  einerseits 
durch  den  Berg,  andererseits  durch  den  Granit  kann  allerdings  nicht 
scharf  bestimmt  werden,  da  der  Gneis  anstehend  nirgends  zutage 
tritt  und  man  nur  auf  Lesestücke  angewiesen  ist.  (Fig.  1.)  Nach 
Westen  zu  scheint  sich  dieser  Gneisstreifen  zu  verbreitern  und  sogar 
noch  auf  den  Nordabhang  des  Berges  überzugreifen. 

Der  petrographisch-mineralogischen  Beschreibung  soll  folgende 
Anordnung  zugrunde  gelegt  werden : 

Ä)  Der  Kalkkomplex   nebst  seinem  Hangenden   und  Liegenden. 

B)  Der  Glimmerschiefer. 

C)  Der  Gneisglimmerschiefer. 

D)  Der  gestreifte  Gneis. 


A.  Der  Kalkkomplex  nebst  seinem  Hangenden 
und  Liegenden. 

Der  dem  Glimmerschiefer  untergeordnete  Kalkstein  ist  auf  der 
Ost-  und  Südseite  des  Kalkberges  in  einer  Reihe  von  Brüchen  gut 
aufgeschlossen,  von  denen  allerdings  gegenwärtig  nur  drei  in  Betrieb 
sind  1).  Die  beiden  größten  derselben,  die  auch  das  meiste  zu  dieser 
Arbeit  verwendete  Material  geliefert  haben,  sind  der  obere  oder 
Wildner'sche  und  der  untere  oder  Ressel'sche  Bruch.  Der 
erstere  liegt  am  oberen  Ostabhange  des  Berges,  der  letztere  weit  unten 
an  demselben,   noch  jenseits   der  Friedland-  Reichenberger  Bahnlinie. 

Als  Mittel  vieler  Messungen  kann  für  den  Kalkstein  ein  NO  — 
SW -St  reichen    und    ein   Einfallen    von    40°    nach    NW    an- 


*)  Die  Angaben  beziehen  sich  auf  den  Sommer  1903. 

23* 


172  K.  Richter.  [4] 

gegeben  werden.  Es  wiederholt  sich  also  hier  das  Streichen  und 
Fallen  des  Glimmerschiefers,  in  welchem  der  Kalkstein  sonach  eine 
konkordante  Einlagerung  bildet.  —  In  ihrer  Meinung  über 
die  Natur  derselben  stimmen  Jokely  und  Krejci  darin  über- 
ein, daß  sie  beide  den  Kalkstein  des  Kalkberges  für  ein  lag  er- 
förmiges Vorkommnis  halten.  Aber  während  er  nach  Krejci 
als  „ein  in  einige  Bänke  abgesondertes  Lager"  auftritt,  glaubt  Jokely, 
daß  er  drei  durch  Phyllit  getrennte  Lager  bildet.  Letzterer  Ansicht 
entsprechend  ist  der  Kalkstein  auch  auf  der  nicht  publizierten  öster- 
reichischen geologischen  Karte  im  Maßstabe  von  1  :  75.000  in  drei 
parallelen  Zügen  angegeben.  —  Von  den  unteren  am  Fuße  des  Berges 
liegenden  Kalkpartien  nimmt  Jokely  an,  daß  sie  „wahrscheinlich 
bloß  verworfene  Teile"  der  weiter  oben  befindlichen  Kalkmasse  seien. 
Es  würde  also  da  besonders  der  Ressel'sche  Bruch  in  Betracht 
kommen.  Und  in  der  Tat  zeigt  der  Kalkstein  hier  ganz  unregelmäßige 
Lagerungsverhältnisse,  die  sich  am  einfachsten  und  natürlichsten  durch 
die  Annahme  erklären  lassen,  daß  er  nur  eine  abgesunkene  Partie 
des  höher  liegenden  Kalksteinkomplexes  ist.  Zur  Begründung  sei  an- 
geführt, daß  hier  weder  Streichen  noch  Fallen  mit  den  oben  für 
den  Glimmerschiefer  und  Kalkstein  angegebenen  Messungen  überein- 
stimmen, ferner,  daß  nur  hier  Schichtenwindungen  in  größerem  Maßstabe 
und  kleine  Verwerfungen  mit  einer  Sprunghöhe  von  2  cm  beobachtet 
wurden,  die  infolge  einer  schwarzen  Bänderung  des  Kalksteines  gut 
zu  erkennen  waren. 

Während  also  KrejÖi  und  Jokely  diesen  Kalkstein  für  ein 
oder  einige  Lager  halten,  ist  der  Verfasser  der  vorliegenden  Arbeit 
zu  der  Ansicht  gelangt,  daß  er  wahrscheinlich  eine  dem  dortigen 
Glimmerschiefer  konkordant  untergeordnete  einheitliche  linsen- 
förmige Einlagerung  bildet,  deren  Längsdurchmesser  mit  der 
angeführten  Streichrichtung  zusammenfällt.  Abgesehen  von  den  ver- 
worrenen Lagerungsverhältnissen  im  unteren  Bruche  schwankt  näm- 
lich auch  in  den  anderen  Brüchen  die  Streichrichtung  immer  um 
kleine  Differenzen ,  die  aber  doch  so  gering  sind ,  daß  die  Auf- 
stellung eines  mittleren  Wertes  keine  Schwierigkeiten  macht.  Diese 
Schwankungen  lassen  sich  am  einfachsten  durch  die  Annahme  erklären, 
daß  der  Kalkstein  in  Form  einer  Linse  auftritt,  die  infolge  ihrer 
Gestalt  fortwährende  kleine  Abweichungen  vom  mittleren  Streichen 
sogar  nötig  macht.  —  Die  mutmaßliche  Linse  ist  allerdings  gegenwärtig 
nur  noch  in  ihrem  südwestlichen  Teile  vorhanden,  während  die  nord- 
östliche Fortsetzung  —  wohl  hauptsächlich  durch  die  denudierende 
Wirkung  der  Wittig  —  abgetragen  ist  und  höchstens  noch  in  Resten 
unter  den  Alluvien  des  Wittigtales  erhalten  sein  dürfte. 

Außer  dem  auf  der  Ost-  und  Südseite  des  Kalkberges  aufge- 
schlossenen Kalkstein  tritt  noch  auf  dem  unteren  Nordabhange  in 
der  Nähe  des  Raspenauer  Bahnhofes  eine  kleine  Partie 
Kalkstein  zutage.  Soweit  sich  an  diesem  geringen  Vorkommnis  fest- 
stellen läßt,  stimmen  Streichen  und  Fallen  mit  den  für  die  Hauptkalk- 
masse angeführten  Angaben  überein.  Doch  können  die  auf  so  engem 
Räume  vorgenommenen  Messungen  nicht  auf  unbedingte  Richtigkeit 
Anspruch  machen.  —  Es  wäre  nun   zu  entscheiden,   ob  dieser  Kalk- 


[~5]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  173 

stein  am  Bahnhofe  noch  mit  der  großen  Kalklinse  in  Beziehung  zu 
bringen  ist  oder  ob  er  vielleicht  einer  kleineren  Nebenlinse  angehört, 
die  parallel  der  vorigen  eingelagert  ist.  Daß  die  Hauptlinse  sich  bis 
zum  Bahnhofe  erstrecken  sollte,  ist  trotz  ihres  nordwestlichen  Einfallens 
nicht  sehr  wahrscheinlich,  und  es  fehlen  auch  andere  Aufschlüsse,  die 
Klarheit  verschaffen  könnten,  auf  dieser  Seite  des  Berges  vollständig. 
So  muß  vorläufig  jene  zweite  Möglichkeit  als  die  wahrscheinlichere 
gelten  und  es  läßt  sich  ferner  vermuten,  daß  der  Kalkstein,  der  nach 
Roth  einst  im  Wittigbett  bei  der  Raspe nauer  Kirche  zu- 
tage trat,  ebenfalls  mit  dieser  Nebenlinse  in  Verbindung  zu  bringen 
ist.  G.  Rose  hat,  wie  Roth  in  seinen  „Erläuterungen"  angibt  (Seite  7), 
an  dem  in  der  Wittig  anstehenden  Kalkstein  ein  Streichen  h  5  bei 
nordwestlichem  Einfallen  bestimmt,  und  diese  Angabe  steht  mit  der 
an  dem  Kalksteine  beim  Bahnhof  gemachten  Messung  in  Einklang, 
so  daß  ein  Zusammenhang  beider  Vorkommnisse  wohl  nicht  zu  be- 
zweifeln ist.  Auch  Krejci  erwähnt  diesen  in  der  Wittig  hervor- 
tretenden Kalk  noch,  der  aber  jetzt  nicht  mehr  aufgefunden  werden 
kann.  Wahrscheinlich  ist  er  beim  Bau  der  dortigen  Ufermauer  beseitigt 
worden.  Dieser  kleineren  Nebenlinse  gehört  natürlich  auch  der  Kalk- 
stein an,  der  bei  der  Anlage  eines  Brunnens  beim  Bahnhofe  angebohrt 
wurde.  Nähere  Angaben  über  die  Nebenlinse  können  infolge  des 
gänzlichen  Fehlens  anderer  Aufschlüsse  nicht  gemacht  werden. 

K  atz  er  bringt  eine  vonJokely  übernommene  Notiz,  daß  auch 
einst  bei  Mildeneichen  Kalkstein  vorgekommen  sei.  Er  schreibt 
nämlich  Seite  481  bei  Erwähnung  der  Hornblendegesteine,  daß  solche 
gefunden  würden  auf  dem  Raspenauer  Kalkberge,  „sowie  wahrschein- 
lich in  der  nordöstlichen  Fortsetzung  dieses  letzteren  auf  einem  kleinen 
Hügel  bei  Mildeneichen,  wo  sie  ebenfalls  mit  Kalkstein  in  Verbindung 
standen".  Diese  Ortsangabe  beruht  aber  auf  einer  Verwechselung 
von  Milden  eichen  mit  Mildenau,  und  der  „kleine  von  Lehm 
begrenzte  Hügel"  Jokely's  ist  der  hinter  Mildenau  links  von  der  nach 
Neustadt  führenden  Straße  liegende  sogenannte  Hun  dshübel 1).  Jetzt 
ist  von  dem  einst  hier  gebrochenen  Kalksteine  nichts  mehr  zu  sehen, 
und  so  ist  man  in  betreif  seines  Verhältnisses  zu  den  übrigen  Kalk- 
aufschlüssen nur  auf  Vermutungen  angewiesen.  Es  ist  nicht  unmöglich, 
daß  der  Kalkstein  des  Hundshübeis  die  Fortsetzung  und  nordöstliche 
Spitze  der  vorhin  angenommenen  Nebenlinse  gewesen  ist.  Doch  könnte 
man  ebensogut  auch  annehmen,  daß  er  einer  zweiten  noch  kleineren 
Nebenlinse  angehört  habe ;  denn  daß  es  sich  hier  nur  um  ein  unbe- 
deutendes Vorkommnis  gehandelt  hat,  folgt  daraus,  daß  der  Abbau 
schon  vor  vielen  Jahren  aufgegeben  worden  ist  und  daß  sich  nicht 
einmal  mehr  Spuren  des  hier  gewonnenen  Kalksteines  auffinden 
lassen.  —  Jetzt  stehen  am  Hundshübel  nur  noch  geringe  Reste  eines 
dunkelgrünen  schiefrigen  Gesteines  an,  das  sich  durch  die  mikro- 
skopische Untersuchung  als  ein  Hornblendeschiefer  erwiesen  hat,  der 
ein   mit   dem  Glimmerschiefer   und    dem  Kalksteine   der  Haupt-  und 


3)  Mildeneichen  liegt  nämlich  nicht  nordöstlich,  sondern  fast  südöstlich  vom 
Kalkberge;  für  Mildenau  aber  stimmt  die  von  Joke'ly  und  Katzer  angegebene 
Richtung. 


174  K.  Richter.  [6] 

Nebenlinse  übereinstimmendes  Streichen  und  Fallen  besitzt.  Er  ist 
aller  Wahrscheinlichkeit  nach  im  Hangenden  des  hier  einst  vor- 
gekommenen Kalksteines  aufgetreten.  Da  nun  als  sicher  gelten  kann, 
daß  letzterer  dasselbe  Streichen  und  Fallen  wie  sein  Hangendes 
gehabt  hat,  so  läßt  sich  mit  Hilfe  des  Amphibolschiefers  der  Schluß 
ziehen,  daß  der  Kalkstein  des  Hundshübels  eine  dem  übrigen  Kalk- 
steine konkordante  Lagerung  besessen  hat. 

Im  direkten  Hangenden  der  Hauptlinse  am  Kalkberge 
erscheint  ein  dunkelgrünes  Gestein  von  massigem  Habitus,  das  keinerlei 
Andeutungen  einer  Schichtung  erkennen  läßt.  Es  ist,  wie  schon  am 
Eingange  hervorgehoben  wurde,  nur  noch  in  einer  ganz  geringen  Er- 
streckung anstehend  erhalten,  und  zwar  im  Wildner'schen  Bruche. 
Jokely,  auf  dessen  Angabe  sich  Katzer  stützt,  hat  es  seinerzeit  als 
ein  „Amphibolgestein"  bezeichnet.  Nach  Roth  soll  ein  „Hornblende- 
schiefer" das  Hangende  sein,  und  auch  noch  Blumrich,  von  dem 
die  letzte  auf  das  vorliegende  Gebiet  bezügliche  Notiz  stammt,  spricht 
von  einem  „Hornblendeschiefer"  als  Hangendem.  Nun  besitzt  dieses 
hangende  Gestein  aber,  wie  schon  erwähnt,  einen  durchaus  massigen 
Habitus,  so  daß  man  es  auf  keinen  Fall  als  einen  Schiefer  ansprechen 
kann.  Es  ist  aber  überhaupt  kein  Amphibolgestein,  sondern  w^e  die 
mikroskopische  Untersuchung  gezeigt  hat,  ein  Py  roxengestein. 
Dasselbe  geht  allerdings  nach  oben  in  einen  deutlich  geschichteten 
Hornblendeschiefer  über,  der  wohl  die  Veranlassung  gewesen  ist,  daß 
Jokely,  Roth  und  Blumrich  auch  das  unter  ihm  liegende  dichte 
Gestein  für  ein  Amphibolgestein  gehalten  haben.  Die  Angabe  von 
Krejci,  der  sonderbarerweise  „rote  streifige  Gneise"  als  Hangen- 
des bezeichnet,  bedarf  nach  den  vorangegangenen  Erörterungen  erst 
keiner  besonderen  Zurückweisung  mehr. 

Im  Liegenden  des  Kalksteines  sollen  sich  nach  Jokely  „be- 
reits unter  diluvialem  Lehm  angeblich  ebenfalls  Amphibolgesteine" 
befinden,  und  auch  Roth  gibt  „Hornblendeschiefer"  als  Liegendes 
an.  Es  ist  jedoch  zur  Zeit  nur  noch  in  einer  äußerst  geringfügigen 
Partie  am  Eingange  eines  Stollens  anstehend  zu  sehen,  der  vor  einigen 
Jahren  durch  Verrollen  plötzlich  sichtbar  wurde  und  den  man  mit 
dem  einst  unter  Wallenstein  besonders  stark  betriebenen  Eisenberg- 
bau in  Zusammenhang  gebracht  hat1).  Durch  die  mikroskopische 
Untersuchung  wurde  aber  festgestellt,  daß  dies  liegende  dunkel- 
grüne Gestein  ebenfalls  kein  Amphibolit,  sondern  ein  mit  dem  un- 
mittelbaren Hangenden  identisches  Pyroxengestein  ist. 

Für  das  Kalksteinvorkommen  beim  Bahnhofe  können 
gegenwärtig  weder  die  liegenden  noch  hangenden  Gesteine  anstehend 
gefunden  werden.  Doch  soll  nach  glaubwürdiger  mündlicher  Angabe 
hier  einst  ein  grünes  schiefriges  Gestein  angestanden  haben,  das  außer- 
ordentlich granatreich  war.  Es  läßt  sich  sonach  vermuten,  daß  das- 
selbe ein  granatführ  ender  Hornblendeschiefer  gewesen  ist. 

Am  Schlüsse  der  vorangegangenen  Ausführungen  sollen  die 
Hauptergebnisse  zusammengestellt  werden. 


:)  Siehe  die  geschichtlichen  Angaben  am  Schlnsse  der  Arbeit. 


[7]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  175 

1.  Der  Raspenauer  Kalkstein  ist  wahrscheinlich  eine  dem  dortigen 
Glimmerschiefer  konkordante  linsenförmige  Einlagerung,  mit  welchem 
er  ein  NO—  SW-Streichen  und  das  Einfallen  von  40°  nach  NW  ge- 
meinsam hat. 

2.  Die  Hauptlinse  wird  vermutlich  von  zwei  kleineren  parallel 
gelagerten  Nebenlinsen   begleitet. 

3.  Die  untersten  an  der  Ostseite  des  Kalkberges  befindlichen 
Kalkpartien  sind  wahrscheinlich  bloß  verworfene  Teile  der  höher 
liegenden  Hauptmasse  des  Kalksteines,  wie  die  unregelmäßige  Lagerung, 
die  Schichtenwindungen  und  Verwerfungen  schließen  lassen. 

4.  Im  Liegenden  und  Hangenden  der  Hauptlinse  erscheinen 
dunkelgrüne  Pyroxengesteine,  die  im  Hangenden  nach  oben  in  Horn- 
blendeschiefer übergehen. 

Die  näheren  Erörterungen  über  den  Kalkkomplex  gliedern  sich 
naturgemäß  in  die  Besprechung 
I.  des  körnigen  Kalkes, 
IL  der  hangenden  und  liegenden  Gesteine. 

I.  Der  körnige  Kalk. 

Die  Hauptmasse  des  gegenwärtig  anstehenden  körnigen  Kalkes 
ist  von  einer  weißen  Farbe,  die  nach  den  Angaben  von  Krejci, 
der  ihn  als  „grauweiß",  von  Hoffmann,  der  ihn  als  „graulichweiß", 
und  von  Roth,  der  ihn  sogar  als  „blendend  weiß"  bezeichnet,  auch 
in  früheren  Abbauperioden  vorgeherrscht  hat.  Damit  stimmt  die 
Beobachtung  der  ältesten  Arbeiter  überein,  die  sich  nicht  besinnen 
können,  bedeutendere  Massen  eines  anders  gefärbten  Kalksteines 
gebrochen  zu  haben.  Kleinere  Partien  von  dun  klein  bis  seh  war  zem 
Kalkstein  sind  allerdings  schon  mehrfach  vorgekommen,  und  ich 
selbst  sah  im  März  1903  eine  solche  an  der  Südostecke  des  Wildner- 
sehen  Bruches  und  im  August  desselben  Jahres  etwa  in  der  Mitte 
dieses  Bruches  eine  2  m  mächtige,  der  Hauptmasse  des  Kalkes  kon- 
kordant  eingelagerte  Bank  eines  dunklen  Kalksteines.  Ebenfalls  im 
oberen  Bruche  wurden  Blöcke  eines  gelblichen  Kalksteines  gefunden, 
dessen  Färbung,  wie  die  mikroskopische  Untersuchung  gelehrt  hat, 
von  einem  reichlich  vorhandenen  blonden  Glimmer  herrührt.  Diese 
gelbe  Varietät,  die  in  der  nachfolgenden  speziellen  Besprechung  als 
Glimmerkalkstein  bezeichnet  werden  soll,  hat  jedenfalls  wie 
das  zuletzt  erwähnte  dunkle  Gestein  eine  bankförmige  Einlagerung 
in  der  weißen  Hauptmasse  des  Kalkes  gebildet.  Im  Ressel'schen 
Bruche  wurde  eine  Schicht  einer  grün  gefärbten  Kalkvarietät  von 
20  cm  größter  Mächtigkeit  beobachtet,  welche  ihre  Färbung  einem 
massenhaft  eingelagerten  mikroskopischen  Pyroxen  verdankt  und 
deshalb  bei  der  späteren  Betrachtung  als  Pyroxenkalkstein  an- 
geführt  werden  wird.    Roter  Kalkstein  fehlte  gänzlich1). 

Sämtliche  Aufschlüsse  zeigen,  daß  der  körnige  Kalk  in  seiner 
ganzen  Ausdehnung   eine  deutliche  Schichtung  besitzt,    die  in« 


*)  Derselbe  ist  nach  Aussage  der  Arbeiter  auch  früher  nicht  vorgekommen. 


176  K.  Richter.  [8] 

folge  des  Wechsels  von  gröber-  und  feiner  körn  igen  Lagen 
von  sehr  verschiedener  Mächtigkeit  und  infolge  einer  der  Streich- 
richtung parallel  verlaufenden  Bänderung  stets  gut  erkennbar  ist. 
Letztere  Erscheinung  war  besonders  schön  bei  den  an  der  Nordost- 
ecke des  Wildner'schen  Bruches  anstehenden  Kalkmassen  zu  sehen,  die 
von  schwarzen  und  grünen  Streifen  in  ziemlicher  Anzahl  durchzogen 
wurden,  während  die  übrigen  Gesteinspartien  dieses  Bruches  und 
der  Kalk  im  unteren  Bruche  nur  schwarze  Bänderung,  aber  viel 
vereinzelter,  zeigten.  Nach  dem  Hangenden  zu  hört  die  Streifung 
allmählich  auf,  wie  wenigstens  im  oberen  Bruche  konstatiert  werden 
konnte. 

Vertikale  Absonderung  undKlüftung  wurden  nicht  beob- 
achtet. 

Abgesehen  von  den  in  einem  früheren  Zusammenhange  bereits 
erwähnten  Lagerungsstörungen  ließ  auch  der  Kalkstein  des  Wildner- 
schen  Bruches,  besonders  an  der  Nordostecke  desselben,  sehr  deut- 
liche Zeichen  mechanischer  Beeinflussung  erkennen. 
Es  ist  an  dieser  Stelle  zu  einer  Steilaufrichtung  der  Schichten  ge- 
kommen, und  diese  Erscheinung  war  infolge  der  hier  vorhandenen 
Bänderung  besonders  auffällig.  Außerdem  aber  haben  die  betreffenden 
Schichten  noch  eine  mehrfache  und  sehr  steile  Faltung  erfahren,  die 
ebenfalls  durch  die  Streifung  wieder  recht  deutlich  sichtbar  wurde. 
In  der  Nähe  dieses  Ortes  waren  die  Bänder  anderer,  gleichfalls  steil 
aufgerichteter  Schichten  in  der  Vertikalen  S-förmig  gebogen  worden, 
und  eine  hier  beobachtete  krummschalige  Ablösung  großer  Blöcke 
des  Kalksteines  kann  auch  nur  als  eine  Folge  hohen  Druckes  auf- 
gefaßt werden.  ~  An  einigen  Stellen  traten  in  einer  grauweißen 
und  feinkörnigen  Kalkschicht  ganze  Schwärme  von  kürzeren  Linsen 
und  lang  ausgezogenen  Schmitzen  eines  gröberkörnigen  und  rein- 
weißen Kalksteines  auf,  die  mit  ihren  Längsachsen  alle  parallel 
eingestellt  waren.  Die  breiteren  Linsen  hatten  eine  Durchschnitts- 
länge von  15  cm,  die  sehr  schlanken  Schmitzen  eine  solche  von  etwa 
30  cm.  Man  wird  auch  diese  Gebilde  auf  eine  Pressung  zurückführen 
müssen,  und  zwar  sind  zwei  Fälle  ihrer  Entstehung  denkbar.  Entweder 
wurde  eine  vorhandene  Schicht  eines  reinweißen  Kalksteines  in  die 
genannten  isolierten  Gebilde  zerdrückt,  oder  der  Kalkstein  wurde 
durch  starken  Druck  gewissermaßen  aufgeblättert,  worauf  die  ent- 
standenen länglichen  Hohlräume  mit  neu  kristallisierendem  Kalkspat 
ausgefüllt  wurden.  Die  durch  den  Gebirgsdruck  entstandenen  Risse 
und  Spalten  sind  mit  einem  oft  sehr  grobspätigen  Calcit  wieder 
erfüllt  worden,  dessen  Spaltflächen  bis  6  cm  breit  gefunden  wurden. 
Aus  dem  Umstände,  daß  letztere  oft  gebogen  sind  und  außerdem  eine 
dichte,  schon  makroskopisch  deutlich  sichtbare,  mitunter  sogar  doppelte 
Zwillingslamellierung  besitzen,  die  nur  sekundär  sein  kann,  muß  ge- 
schlossen werden,  daß  noch  einmal  eine  dynamische  Beeinflussung 
erfolgte,  als  sich  dieser  großspätige  Calcit  schon  gebildet  hatte.  Die 
Druckeinwirkungen  im  großen  zeigen  sich  also  in  einer 
Aufrichtung,  Faltung  und  Biegung  der  Schichten,  in  der  Entstehung 
von  Schmitzen  und  Linsen  grobkörnigen  Kalkes  innerhalb  einer  fein- 
körnigen Gesteinsmasse,  in  krummschaliger  Ablösung  und  in  Spalten- 


[91  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  177 

bildung.  Endlich  muß  am  Schlüsse  dieser  Ausführungen  erwähnt 
werden,  daß  im  Kalksteine  auch  fremde  silikatische  Einlage- 
rungen gefunden  wurden. 

Die  nun  vorzunehmenden  speziellen  petrographisch-mineralo- 
gischen  Untersuchungen  über  den  körnigen  Kalk  sollen  nach  folgenden 
Gesichtspunkten  angeordnet  werden : 

1 .  Die  weiße  Hauptmasse  des  Kalksteines  ; 

2.  der  dunkle  und  gebänderte  Kalkstein; 

3.  der  Pyroxen-  und  Glimmerkalkstein; 

4.  silikatische  Einlagerungen  im  Kalkstein. 

1.  Die  weisse  Hauptmasse  des  Kalksteines. 

Der  Kalkstein  gibt  sich  unter  dem  Mikroskop  als  ein  Mosaik 
meist  unregelmäßig  eckig  oder  rundlich  aneinanderstoßender  Calcit- 
körner  zu  erkennen,  die  in  grobkörnigen  Lagen  bis  4  mm  breit  werden. 
Doch  wurden  auch  —  freilich  selten  und  nur  in  grobspätigen  Varie- 
täten —  kristallographisch  begrenzte  Kalkspate  gefunden. 

Die  weitverbreitete  Zwillings  bildung  nach  —1j2R  (0ll2) 
ist  entweder  einfach  oder  findet  nach  zwei  und  —  wie  Horizontal- 
schnitte zeigen  —  auch  nach  allen  drei  Flächen  dieses  Rhomboeders 
statt.  Die  Lamellen  sind  oft  sehr  ungleich  entwickelt,  und  während 
die  einen  das  ganze  Calcitkorn  durchsetzen,  brechen  andere  im  Innern 
desselben  plötzlich  ab.  Es  scheint  ein  Zusammenhang  einerseits 
zwischen  der  Dichte  der  Zwillingsstreifung  oder  der  Zahl  der  Lamellen 
auf  derselben  Schnittfläche  und  andererseits  der  Zahl  der  ausgebildeten 
Zwillingssysteme  zu  bestehen,  und  zwar  derart,  daß  sich  meist  nur 
ein  System  entwickelt  hat,  wenn  die  Lamellierung  sehr  dicht  ist *), 
während  bei  einer  Verzwillingung  nach  zwei  oder  gar  nach  den  drei 
Flächen  von  —  V2  R  die  einzelnen  Systeme  meist  viel  weniger 
Lamellen  aufweisen  als  im  ersteren  Falle.  Ein  einfach  verzwillingter 
Calcit  von  0*8  mm  Breite  zeigte  zum  Beispiel  60 — 70,  ein  anderer, 
doppelt  gestreift  und  1*2  mm  breit,  dagegen  in  der  einen  Richtung 
nur  14,  in  der  anderen  gar  bloß  drei  Lamellen,  und  die  drei  Systeme 
eines  horizontal  geschnittenen  und  1*3  mm  breiten  Kornes  waren  mit 
45,  29  und  18  Lamellen  vertreten  Einige  Male  wurde  beobachtet, 
daß  breitere  Zwillingsbänder  in  ihrem  Innern  noch  einmal  dicht  ver- 
zwillingt  waren.  Diese  Zwilling  streifung  zweiter  Ordnung 
kann,  da  sie  bloß  in  Präparaten  gefunden  wurde,  die  auch  sonst 
Pressungserscheinungen  zeigten,  jedenfalls  nur  als  eine  Folge  hohen 
Druckes  aufgefaßt  werden.  Damit  stimmt  die  Tatsache  überein,  daß 
F.Rinne  derartige  Zwillingsbildung  zweiter  Ordnung  künstlich  durch 
Anwendung  starken  Druckes  erzeugt  hat2).  Während  aber  nach  Rinne 


1)  Damit  soll  aber  nicht  gesagt  werden,  daß  das  Vorhandensein  nur  eines 
Systems  von  Zwillingsbändern  immer  mit  so  dichter  Lamellierung  verbunden 
sein  muß. 

2)  F.  R  i  n  n  e,  Beitrag  zur  Kenntnis  der  Umformung  von  Kalkspatkristallen  und 
von  Marmor  unter  allseitigem  Druck.  Neues  Jahrb.  f.  Min.  usw.  1903,  Bd.  1.  169. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt.  1904.  54.  Band,  2.  Heft.  (K.  Richter.)  24 


178  K.  Richter.  [10] 

diese  Erscheinung  nur  bei  starker  Vergrößerung  sichtbar  wird,  konnte 
ich  sie  in  den  noch  einmal  lameliierten  Zwillingsbändern,  deren 
breitestes  einen  Durchmesser  von  O08  mm  hatte,  schon  bei  gewöhn- 
licher 70facher  Vergrößerung  erkennen.  —  Doch  gibt  es  auch  Calcite 
ohne  Zwillingslamellierung,  die  dann  aber  von  Spalt  rissen  durch- 
setzt werden.  Oft  zeigt  dasselbe  Individuum  jedoch  Spaltbarkeit 
neben  der  Zwiilingsbildung,  und  zwischen  beiden  Erscheinungen  ist 
dann  eine  Beziehung  insofern  zu  erkennen,  als  bei  sehr  großer  Zahl 
der  Spaltrisse  in  der  Regel  nur  wenig  oder  gar  keine  Zwillingstreifen 
ausgebildet  sind.  Es  sei  noch  bemerkt,  daß  bei  solchen  Schnittlagen, 
bei  denen  man  zwei  ausgebildete  Spaltsysteme  erwarten  sollte,  viel- 
fach nur  eines  derselben  entwickelt  ist. 

Die  infolge  der  hellen  Färbung  vermutete  Homogenität  der 
Hauptmasse  des  Kalkes  ist,  wie  der  in  Säuren  unlösliche  Rückstand 
und  die  mikroskopische  Untersuchung  zeigen,  in  Wirklichkeit  nicht 
vorhanden.  Vielmehr  ist  auch  in  reinweißem  Marmor  dem  Kalkspat 
immer  eine  Menge  Mineralien  untergeordnet. 

An  erster  Stelle  unter  ihnen  steht,  was  Häufigkeit  des  Vor- 
kommens betrifft,  ein  aus  Olivin  hervorgegangener  grüner  bis  gelblicher 
Serpentin.  Der  früher  bedeutendere  Serpentinreichtum  hat  im  Laufe 
der  Zeit,  je  mehr  der  Abbau  in  das  Innere  des  Kalkkomplexes  vordrang, 
immer  mehr  abgenommen,  und  schon  Jokely  bemerkt  1859:  „Ophiol- 
artige  Lager  finden  sich  gegenwärtig  seltener  als  sonst  im  Kalkstein". 
(Soll  wohl  heißen  „ophicalcitartige"  Lager.)  —  Im  oberen  Bruche  (Ost- 
seite des  Kalkberges)  werden  gelegentlich  noch  bis  kopfgroße  Serpentin- 
partien angebrochen.  Sonst  aber  findet  sich  Serpentin  nur  noch  in  kleinen 
Nestern  bis  Faustgröße  und  in  breiteren  Bändern,  schmalen  Streifen 
und  Adern,  die  mitunter  der  Streichrichtung  des  Kalkes  parallel  ver- 
laufen, ihn  aber  auch  ganz  unregelmäßig  durchziehen.  —  Noch  ser- 
pentinärmer ist  zur  Zeit  der  untere  Bruch  (Ostseite  des  Berges),  und 
es  scheint,  als  ob  die  unteren  Kalkpartien  an  und  für  sich  weniger 
Ophicalcit  enthielten;  denn  Roth  erwähnt  schon  1867  das  Vorkommen 
von  Serpentin  überhaupt  nur  für  den  oberen  Bruch.  Die  Umrisse 
der  abgerundeten,  bis  3  mm  großen  Olivine,  deren  Umwandlung  den 
Serpentin  geliefert  hat,  sind  unter  dem  Mikroskop  oft  noch  zu  er- 
kennen. Eisenerzausscheidung  hat  nicht  stattgefunden.  Als  einziges 
Accessorium  enthält  der  Serpentin  grünlichen,  schwach,  aber  deutlich 
pleochroitischenMuscovit.  In  Zusammenhang  mit  dem  Serpentin  müssen 
die  Bänder  und  Adern  von  grünem,  seidenartig  schimmerndem  Chry- 
sotil erwähnt  werden,  die  sowohl  den  Ophicalcit  durchziehen,  als  auch 
unabhängig  von  ihm  in  serpentinfreien  Kalkpartien  gefunden  werden. 
Die  meisten  durchsetzen  ihr  Nebengestein  in  allen  möglichen  Richtungen, 
nur  wenige  verlaufen  parallel  der  Streichrichtung  des  Kalksteines. 
Die  größte  Breite  der  Chrysotilschnüre,  deren  parallele,  optisch  posi- 
tive Fasern  senkrecht  auf  der  Längserstreckung  des  Bandes  stehen, 
betrug  2  cm.  Mitunter  besteht  ein  Chrysotilstrang  aus  mehreren  Lagen ; 
zum  Beispiel  wurde  ein  1-5  cm  breites,  aus  drei  Faserschichten  zu- 
sammengesetztes Vorkommnis  gefunden. 

Früher  ist,  entsprechend  dem  größeren  Serpentinreichtum,  nach 
Aussage  der  Arbeiter  auch  der  Chrysotil,  von  ihnen  als  „Faserstein" 


|"1]1  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  179 

bezeichnet,  häufiger  vorgekommen  als  jetzt.  Damit  stimmt  folgende 
Angabe  Menzels  überein:  „Dieser  Ophicalcit  ist  oft  von  Schnüren 
des  gemeinen  Asbest  durchzogen."  Krejci  berichtet,  daß  der  Chry- 
sotil einzelne  Kalksteinbänke  voneinander  getrennt  habe. 

Abgesehen  von  den  Olivinanhäufungen,  welche  zur  Entstehung  von 
kompaktem  Serpentin  geführt  haben,  kommen  auch  kleine  Schwärme 
von  vereinzelten  Olivinen  vor,  die  in  grobkörnigem  Kalk  bis 
3  mm  groß  werden  *).  Die  größeren  sind  immer  länglich  oval  gestaltet, 
die  kleineren  aber  auch  automorph  ausgebildet;  zum  Beispiel  wurden 
regelmäßige  Schnitte  nach  dem  Makropinakoid  (100)  beobachtet.  Man 
trifft  in  demselben  Schliffe  die  Olivine  in  allen  Stadien  der  Serpentin- 
bildung an,  von  ganz  frischen  und  solchen,  die  eben  erst  mit  Eisenerz- 
ausscheidung begonnen  haben,  bis  zu  vollständig  umgewandelten,  welche 
die  für  die  Olivinserpentinisierung  charakteristische  Maschenstruktur 
sehr  schön  zeigen.  Wie  ungleich  die  Olivine  selbst  auf  so  engem  Räume 
zusammengesetzt  sein  können,  beweist  der  Umstand,  daß,  während  die 
meisten  bei  ihrer  Umwandlung  am  Rande  und  im  Innern  sehr  viel 
Eisenverbindungen  ausgeschieden  haben,  andere  Serpentinschnitte  in 
demselben  Präparat  nichteine  Spur  davon  aufweisen.  Mancher  Olivin- 
schnitt  zeigt  außer  Serpentin,  Eisenerz  und  frischen  Oilivinkernen  noch 
Calcit.  In  feinerkörnigem  Kalkstein  werden  bisweilen  runde  und 
wasserhelle,  stets  frische  Olivine  von  015  mm  Maximalgröße  gefunden. 

Mit  dem  aus  vereinzelten  Olivinen  entstandenen  Serpentin  ist 
nicht  selten  eine  unregelmäßig  gestaltete  farblose  Hornblende  mit  Spalt- 
barkeit und  Querabsonderung,  Tremolit,  verwachsen.  Es  würde  nahe 
liegen,  sie  als  Neubildungsprodukt  bei  der  Serpentinisierung  aufzu- 
fassen, wenn  sie  nicht  auch  neben  Olivin  und  Serpentin  noch  isoliert 
vorkäme.  Deshalb  ist  wohl  nur  an  eine  primäre  Verwachsung  mit 
Olivin  zu  denken.  Der  Tremolit  zeigt  seinerseits  an  den  Rändern  und 
den  Rissen  der  Querabsonderung  ebenfalls  Serpentinbildung,  die  aber 
nie  so  weit  wie  beim  Olivin  vorgeschritten  ist.  —  Außer  in  olivin- 
führendem  Kalkstein  ist  Tremolit,  dessen  Maximalauslöschung  17° 
beträgt,  auch  sonst  ein  verbreiteter  accessorischer  Gemengteil.  Er 
bildet  dann  jedoch  zum  Unterschiede  von  den  eben  besprochenen  un- 
regelmäßig begrenzten  Vorkommnissen  immer  in  der  Prismenzone  gut 
entwickelte  Säulen  ohne  terminale  Flächen,  die  oft  parallel  gelagert 
sind,  mitunter  auch  nesterartige  Anhäufungen  bilden  und  fast  immer 
Querabsonderung  und  prismatische  Spaltrisse  aufweisen.  Diese  Tremolit- 
säulen  schließen  vielfach  hellgrünliche,  gerundete  Körnchen,  wahr- 
scheinlich Pyroxen,  ein.  —  In  diesem  Zusammenhange  soll  ein  anderes 
gleichfalls  vielfach  serpentinisiert  vorliegendes  Mineral  erwähnt  werden, 
der  Chondro dit.  Die  gelbe  Farbe  und  der  Pleochroismus  (Wechsel 
von  gelb  und  farblos)  charakterisieren  seine  runden,  lebhaft  polari- 
sierenden Körner  gegenüber  dem  ebenfalls  lebhaft  polarisierenden 
Olivin  sehr  gut.  Der  Chondrodit,  der  bei  seiner  Umwandlung  in  Ser- 


1)  Derartige  Olivinschwärme  sind  wohl  für  A.  Fritsch  die  Veranlassung 
gewesen,  hier  das  Vorkommen  eines  Eozoon  zu  konstatieren,  das  sich  vom  kanadischen 
durch  eine  größere  Ungleichheit  in  der  Kammerung  unterscheiden  sollte  und  das  er 
als  Eozoon  bohemicum  bezeichnet  hat.  Fritsch  trat  mit  Krejci  für  die  organische 
Natur  des  Eozoon  ein,  während  Roth  sich  für  seine  anorganische  Natur  entschied. 

24* 


180  K.  Richter.  [12] 

pentin  Eisenerz  ausgeschieden  hat,  wurde  nur  in  feinkörnigem  Kalk- 
stein beobachtet,  in  dem  er  zusammen  mit  farblosen  Granatkörnern 
und  feinstrahligen  Glimmeraggregaten  kleine  nesterartige  Anhäufungen 
bildete. 

Nicht  selten  kommt  in  breiten  Schuppen  und  radialfaserigen  Ag- 
gregaten ein  farbloser  Glimmer  vor.  Bei  der  optischen  Untersuchung 
ergab  sich  die  auffallende  Tatsache,  daß,  während  bei  den  bisher  ge- 
prüften Glimmern  c  spitze  negative  Bisektrix  ist,  bei  diesem  sich  c 
als  spitze  positive  Bisektrix  erwies.  (Das  heißt  also  c  sehr  angenähert 
=  c.)  Dieselbe  weicht  in  einigen  Fällen  von  der  Vertikalachse  bis  3° 
ab.  Der  Achsenwinkel  des  nach  oP  oft  dicht  zwillingslamellierten 
Glimmers  beträgt  40 — 42°. 

Quarz  sitzt,  doch  nur  in  seltenen  Fällen,  im  Kalkstein  in 
kleinen  Knollen  bis  über  Nußgröße  und  mitunter  als  mikroskopische 
Füllmasse.  Er  ist  aber  kein  häufiges  Accessorium.  Die  Angabe  von 
Menzel,  nach  welcher  der  Kalkstein  unterhalb  des  Hangenden,  das 
er  als  einen  „Schiefer"  bezeichnet,  „Quarzkörner  bis  zur  Größe  einer 
Erbse"  enthält,  konnte  nicht  geprüft  werden,  da  der  Kontakt  zwischen 
dem  Kalksteine  und  dem  geringen  noch  erhaltenen  Reste  der  hangenden 
Gesteine  nicht  mehr  zugänglich  war.  —  Noch  seltener  erscheinen  ein 
makroskopisch  grüner,  mikroskopisch  aber  nur  äußerst  schwach  grün- 
licher und  nicht  pleochroitischer  Chlorit,  kleine  eckige  Körnchen  von 
grünem  Spinell,  runde  gelbliche  Titanite  und  lavendelblau  polari- 
sierende Zoisitkörner.  —  Von  Erzen  sind  vertreten:  Magnetkies, 
Pyrit  und  Magnetit,  die  sich  gelegentlich  alle  drei  in  demselben 
Schliffe  vorfinden,  von  denen  aber  nur  der  Magnetit  kristallographische 
Ausbildung  besitzt.  In  bezug  auf  Häufigkeit  steht  Magnetkies  an  erster 
Stelle.  Er  bildet  mit  Pyrit  nicht  selten  Verwachsungen,  und  zwar  sind 
beide  entweder  randlich  aneinandergelagert,  oder  der  Pyrit  wird  all- 
seitig von  Magnetkies  eingeschlossen.  Der  letztere  ist,  entweder  ein- 
gesprengt oder  als  Spaltenmineral,  vielfach  schon  makroskopisch  zu 
erkennen.  Nach  Menzel,  der  —  freilich  selten  erscheinende  — 
Kalkpartien  „mit  eingesprengtem  Schwefelkies"  erwähnt,  gehört  auch 
der  Pyrit  zu  den  makroskopischen  Accessorien  des  Kalksteines. 

Endlich  muß  —  zugleich  in  Beziehung  auf  die  chemischen  Ver- 
hältnisse des  Kalksteines  —  noch  auf  den  Dolomit  eingegangen 
werden,  der  besonders,  allerdings  in  sehr  wechselnden  Mengenver- 
hältnissen, den  feinkörnigen  Schichten  eigen  ist,  so  daß  also  in  diesen 
Fällen  dolomitischer  Kalkstein  vorliegt,  dessen  Dolomit  in  vereinzelten 
Individuen  und  in  Aggregaten  erscheint.  Bei  der  mikroskopischen  Unter- 
suchung dieses  feinkörnigen  dolomitischen  Kalksteines  ließen  sich  vier 
Unterschiede  zwischen  Dolomit  und  Calcit  konstatieren. 

a)  Den  Dolomitindividuen  fehlen  meist  Spaltrisse  und  fast  regel- 
mäßig Zwillingslamellen.  Sind  Spaltrisse  —  dann  aber  immer  nur  in 
ganz  geringer  Zahl  —  vorhanden,  so  ist  gewöhnlich  nur  ein  System 
derselben  entwickelt.  Dasselbe  gilt  von  den  sehr  viel  seltener  zu  be- 
obachtenden Zwillingsstreifen.  Der  Kalkspat  dagegen  besitzt  stets  be- 
deutend mehr  Spaltrisse  und  Zwillingsbänder. 

b)  Die  Dolomitindividuen  lassen  mehr  oder  weniger  deutlich  die 
Tendenz  erkennen,   ihre    äußere  kristallographische  Gestalt   zur  Aus- 


[131  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  181 

bildung  zu  bringen,  während  die  Calcite  stets  ganz  regellose  Umrisse 
haben  und  nie  die  geringste  Andeutung  einer  gesetzmäßigen  Begrenzung 
aufweisen.  Es  kommt  also  hier  der  zuerst  von  Renard1)  betonte, 
dann  auch  von  Vogt2)  erwähnte  Gegensatz,  daß  die  Dolomite  im  all- 
gemeinen besser  rhomboedrisch  konturiert  seien  als  die  Calcite,  sehr 
deutlich  zur  Geltung. 

c)  Die  Dolomite  sind  —  in  demselben  Schliffe  —  meist  annähernd 
von  gleicher  Größe,  und  so  veranlassen  sie  im  Verein  mit  ihrem  Be- 
streben nach  kristallographischer  Umgrenzung  eine  deutliche  zucker- 
körnige Struktur  in  solchen  Partien  des  dolomitischen  Kalksteines, 
in  denen  sie  gegenüber  den  Kalkspaten  vorwiegen.  Letztere  wechseln 
dagegen  —  auch  in  demselben  Präparat  —  in  ihrer  Größe  viel 
mehr  und  sind  gewöhnlich  viel  größer  als  die  Dolomite,  welche  nie 
die  Größe  der  Calcitkörner  erreichen. 

d)  Der  Kalkspat  des  dolomitischen  Kalksteines  ist  meist  durch 
massenhaft  eingelagerte  staubartige  Interpositionen  grau  getrübt ;  der 
Dolomit  aber,  im  Vergleich  zu  ersterem  immer  nur  äußerst  schwach 
verunreinigt,  erscheint  ganz  hell.  Dieser  Farbengegensatz  erleichtert 
sehr  die  Unterscheidung  beider  Mineralien.  Daß  die  hellen,  unge- 
trübten Schnitte  tatsächlich  Dolomit  waren,  ergab  die  bekannte 
Lemberg'sche  Reaktion,  nämlich  die  Behandlung  eines  Präparates  mit 
Fe2CI6  und  die  nachfolgende  Färbung  mit  (NH^  S\  denn  während 
sich  die  grauen  Calcite  mit  einer  dichten  Schicht  von  schwarzem 
Eisensulfid  bedeckt  hatten,  waren  die  farblosen  Stellen  völlig  unange- 
griffen  geblieben  und  erwiesen  sich  eben  durch  dieses  Verhalten  als 
Dolomit.  Die  in  dieser  Weise  behandelten  Schliffe  geben  zugleich 
eine  sehr  gute  Vorstellung  von  der  ungleichen  Beteiligung  des  Dolo- 
mites und  Kalkspates  an  der  Zusammensetzung  verschiedener  Schichten 
des  dolomitischen  Kalkes.  Vielfach  bildet  der  Dolomit  in  größeren 
Kalkspatkörnern  Einschlüsse,  mitunter  oval  bis  fast  kreisrund  ge- 
staltet, und  auch  in  diesem  Falle  kommt  der  vorhin  erwähnte  Farben- 
gegensatz zum  Ausdruck,  der  auf  den  ersten  Blick  eine  Unterscheidung 
beider  Mineralien  ermöglicht. 

Wurden  Schliffe  von  grobkörnigem  Gesteine  der  Lemberg'schen 
Reaktion  unterworfen,  so  blieben  entweder  gar  keine  oder  nur  wenige 
und  geringfügige  Stellen  ungefärbt,  woraus  folgt,  daß  der  grobspätige 
Kalk  ein  fast  reines  Calciumkarbonatgestein  ist.  Da  grobkörnige  Kalk- 
schichten unmittelbar  mit  feinerkörnigen  Lagen  von  dolomitischem 
Kalkstein  wechsellagern,  so  ist  die  Annahme,  letztere  könnten  etwa 
aus  ersteren  ihre  Entstehung  genommen  haben,  hier  wohl  ausge- 
schlossen. 

Diese  abwechselnde  Beteiligung  des  Dolomites  in  den  fein-  und 
grobkörnigen  Schichten  bedingt  eine  große  Verschiedenheit  des  Kalk- 
steines in  chemischer  Hinsicht,  um  so  mehr,  als  natürlich  der  Dolomit- 
gehalt in  den  verschiedenen  feinkörnigen  Lagen  selbst  wieder 
Schwankungen  zeigt.  Daraus  folgt,  daß  sich  allgemein  gültige  Angaben 
über  die  Beteiligung  des  kohlensauren  Kalkes  und  der  kohlensauren 


J)  Renard,  Bull,  de  l'acad.  r.  de  Belgique.  1879.  541. 
2)  Vogt,  Saiten  vog  Ranen.  Kristiania.  1891.  211 


182  K.  Richter.  [14] 

Magnesia  gar  nicht  machen  lassen.  Als  Beweis  für  die  große  Ver- 
schiedenartigkeit der  chemischen  Zusammensetzung  des  Kalksteines 
seien  aber  wenigstens  einige  der  älteren  vorliegenden  Analysen  ange- 
geben. Analyse  I,  von  Rammeisberg,  findet  sich  in  Rot  h's 
„Erläuterungen".  Die  Analysen  II  und  III,  von  Hoff  mann,  finden 
sich  mit  noch  anderen  in  dem  in  der  Literatlirangabe  angeführten 
Bande  des  Archivs  der  naturwissenschaftlichen  Landesdurchforschung 
von  Böhmen.  II  bezieht  sich  nach  Ho  ff  mann  auf  einen  „graulich- 
weißen und  schwarz  geäderten  Kalkstein",  III  auf  einen  „graulich- 
weißen feinkörnigen,  durchscheinenden  Dolomit". 

I  II  III 

CaC03  .  .  .  75-87  CaCOs  .  .  93-092  CaC03  .  .  .  53-815 
MgC03  .  .  .  24-52  MgCOd  .  .  4708  MgC03  .  .  .  40-420 
Fe203     .     .     .       0-24     Rückstand  .     2-332      Fe203-\-Äl2Od  .     4-291 


100-63  100132 


Rückstand  .     .     1-261 
H20  ....     0-083 


99-870 


Wechsellagernd  mit  den  Kalkschichten  treten  auch  Schichten 
von  reinem  Normaldolomit  auf  (vgl.  Analyse  III),  in  welchem  den 
Dolomitindividuen  verschwindend  wenige  Calcitkörner  beigemengt  sind, 
die  in  manchen  Schliffen  sogar  ganz  fehlen.  Ehemalige  Spalten  im 
Dolomit  sind  immer  mit  einem  gröberkörnigen  Aggregat  von  Kalkspat- 
individuen ausgefüllt,  die  sich  von  den  kleineren  Dolomitkörnern  ohne 
weiteres  durch  ihre  zahlreicheren  Spaltrisse  und  besonders  durch  ihre 
Zwillingslamellen   unterscheiden  lassen. 

Außer  den  besprochenen  Mineralien  enthalten  die  Calcite  oft 
einen  dunklen  Staub,  mit  dessen  winzigen,  nicht  näher  bestimm- 
baren Körnchen  sie  mitunter  so  vollgestopft  sind,  daß  ihre  Polarisations- 
farben verdeckt  werden.  Derartige  Calcite  haben  meist  weder  Zwillings- 
lamellen noch  Spaltrisse  entwickelt.  Wenn  aber,  wie  vielfach  beob- 
achtet wurde,  am  Rande  die  fremden  Substanzen  fehlen,  so  sind  hier 
Spaltrisse  entstanden,  die  jedoch  vor  der  Verunreinigung  plötzlich 
abbrechen.  In  anderen  Fällen  besitzt  nur  das  Innere  eines  Kalkspates 
mit  dunklem  Staub  erfüllte  Partien,  die  ebenfalls  nicht  von  den 
Spaltrissen  durchsetzt  werden.  Doch  kommen  auch  anderseits  Fälle 
vor,  wo  in  einem  sonst  schwach  durchstäubten  und  von  Spaltrissen 
durchzogenen  Calcitkorn  sich  die  staubartigen  Interpositionen  parallel 
den  Spaltrissen  besonders  dicht  eingelagert  finden.  Vielfach  enthält 
der  Kalkspat  außerordentlich  zahlreiche  Flüssigkeitseinschlüsse,  in 
denen  nicht  selten  bewegliche  Libellen  beobachtet  werden. 

Mechanische  Deformationen  zeigen  sich  in  Verbiegungen 
der  Zwillingslamellen  der  Kalkspate,  die  auch  oft  undulös  auslöschen. 
Ebenfalls  sind  die  Tremolitsäulen  und  Glimmerleisten  vielfach  gebogen. 
An  besonders  dynamisch  beeinflußten  Stellen  sind  die  Kalkspate  mit- 
unter zu  einem  feinpulverigen  Grus  zermalmt  worden. 

Hauptergebnisse:  1.  Die  weiße  Hauptmasse  des  Kalk- 
steines besteht  aus  wechsellagernden  Schichten  eines  grobkörnigen,  ent- 


[15]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  183 

weder  dolomitfreien  oder  sehr  dolomitarmen  Kalkes  und  eines  fein- 
körnigen dolomitischen  Kalksteines  mit  sehr  wechselndem  Dolomit- 
gehalt.    Untergeordnet  treten  auch  Lagen  von  Normaldolomit  auf. 

2.  In  diesen  Gesteinsschichten  wurden  außer  Kalkspat  und 
Dolomit  folgende  Mineralien  gefunden:  Olivin,  daraus  entstandener 
Serpentin,  Muscovit,  Chrysotil,  Tremolit,  Chondrodit,  farbloser  Granat, 
optisch  positiver  und  farbloser  Glimmer,  Quarz,  Chlorit,  Spinell,  Titanit, 
Zoisit,  Magnetkies,  Pyrit,  Magnetit. 

3.  Von  diesen  Accessorien  sind  Serpentin,  Chrysotil,  Olivin, 
Quarz,  Chlorit,  Magnetkies  und  Pyrit  schon  makroskopisch  erkennbar. 

4.  Vollständig  automorphe  Ausbildung  besitzen  unter  den  Acces- 
sorien nur  bisweilen  Olivin  und  Magnetit. 

5.  Dolomit  und  Kalkspat  des  dolomitischen  Kalksteines  unter- 
scheiden sich  in  bezug  auf  Zwillingsstreifung  und  Spaltbarkeit,  kristallo- 
graphische  Ausbildung,  Größe  und  Färbung. 

2.  Der  dunkle  und  gebänderte  Kalkstein. 

Der  dunkle  Kalkstein  von  der  Südostecke  des  oberen  Bruches  ver- 
dankt seine  Färbung  einem  reichlich  eingelagerten  Eisenerz,  das  in 
größeren  Körnern  und  feinen  Stäubchen  in  ihm  erscheint.  Er  ist  ein  fein- 
körniger, dolomitischer  Kalkstein  und  enthält  außer  Serpentin  und 
dem  optisch  positiven  Glimmer  keine  Accessorien.  Der  Serpentin  ist 
hier  das  Umwandlungsprodukt  einer  Hornblende,  deren  Querabsonderung 
manchmal  gut  erkennbar  ist,  und  vielleicht  ist  das  diese  Kalkvarietät 
färbende  Eisenerz  als  sekundäres  Produkt  der  Hornblendeserpentini- 
sierung  aufzufassen.  Der  dunkle  Kalkstein  ist  von  einem  dichten  Netz 
weißer  Adern  durchzogen,  die  aus  gröberkörnigem  Calcit  bestehen  und 
die  natürlich  als  durch  Pressung  entstandene  und  wieder  ausgefüllte 
Risse  aufzufassen  sind.  Der  Umstand,  daß  die  länglichen  Serpentin- 
partien und  die  Glimmerleisten  alle  parallel  eingestellt  sind,  ist  hier 
jedenfalls  auch  auf  dynamische  Einwirkung  zurückzuführen.  Eben- 
falls feinkörnig  ist  der  dunkle,  in  sehr  hohem  Grade  dolomitische 
Kalkstein  (beinahe  reiner  Normaldolomit1,  der  in  der  Mitte  des  oberen 
Bruches  die  erwähnte  2  m  mächtige  Bank  bildete.  Da  das  schwarze, 
ihn  färbende  Pigment,  wahrscheinlich  eine  kohlige  Substanz  —  da 
das  Gestein  sich  schon  nach  kürzerem  Glühen  entfärbte  —  aber 
hier  nur  spärlich  in  staubfeiner  Verteilung  auftritt,  so  erscheint  er 
etwas  heller  als  die  vorige  dunkle  Varietät.  Auch  er  kennzeichnet 
sich  durch  Accessorienarmut,  indem  er  nur  spärlich  verbreitete 
Q  uarzkörnchen  und  Glimm  er  Schüppchen  besitzt.  Druckerschei- 
nungen zeigt  er  nicht. 

Von  den  nun  zu  besprechenden  gebänderten  Varietäten 
wurden  die  schwarz  gestreiften  häufiger  als  die  grün  gestreiften 
gefunden.  In  ihrer  mineralogischen  Zusammensetzung  zeigen  die 
schwarzen  und  grünen  Bänder  eine  Reihe  von  Verschiedenheiten. 
Nur  das  Vorkommen  von  Olivin,  respektive  von  daraus  entstandenem 
Serpentin  ist  allen  gemeinsam. 

Die  bis  3  cm  breiten  schwarzen  Streifen  erhalten  in  der 
Hauptsache  durch    die    bei  der  Serpentinisierung   des    Olivins    ausge- 


184  K.  Richter.  [16] 

schiedenen  Eisenverbindungen  ihre  Farbe,  an  der  sich  in  geringem 
Maße  auch  kohliges  Pigment  beteiligt.  Sie  sind  entweder  pyroxen- 
haltig  oder  pyroxenfrei.  Der  Hauptbestandteil  der  Bänder 
der  letzteren  Gruppe  ist  Olivin-Serpentin,  und  die  Menge  der 
Olivine,  respektive  der  Serpentinvorkommnisse  ist  oft  erstaunlich. 
Es  wurden  zum  Beispiel  in  einem  Gesichtsfelde  von  08  mm  Durch- 
messer gegen  30  Olivine  von  0  08  mm  mittlerer  Größe  gezählt. 
Vollständig  frische  Olivine  liegen  vielfach  neben  gänzlich  serpen- 
tinisierten.  Meist  erscheinen  sie  in  abgerundeten,  mitunter  ovalen 
und  fast  kreisrunden  Durchschnitten;  doch  wurden  auch  automorphe 
gefunden.  Auffallend  ist  es,  daß  nicht  wenige  der  Olivine  bei  ihrer 
Serpentinisierung  keine  Spur  von  Eisenerz  ausgeschieden  haben, 
während  die  meisten  Serpentinpartien  entweder  einen  dunklen  eisen- 
haltigen Rand  besitzen  oder  im  Innern  eine  Anhäufung  solcher  Sub- 
stanz zeigen.  Nächst  Olivinserpentin  ist  der  Glimmer  mit  der 
abweichenden  optischen  Orientierung  der  zweithäufigste  Gemengteil 
der  pyroxenfreien  dunklen  Bänder,  an  deren  Zusammensetzung  dann 
noch  untergeordnet  Magnetkies,  Pyrit,  Zirkon  und  farblose 
Granatkörner  teilnehmen. 

In  den  pyroxenführenden  Bändern  treten  Olivin  und  Serpentin 
weit  zurück  gegen  einen  vorherrschenden  farblosen  Pyroxen, 
der  immer  nur  unregelmäßige  Körner  und  längere  spindelförmige 
Individuen  bildet.  An  letzteren,  die  Querabsonderung  und  Spalt- 
barkeit besitzen,  wurde  eine  Auslöschung  von  36 — 43°  gemessen. 
Dieses  Verhalten,  sowie  die  Farblosigkeit  gestatten  wohl,  den  Pyroxen 
als  Glied  der  Diopsid-Malakolithgruppe  zu  deuten.  Auch  hier  ist 
der  optisch  abweichend  orientierte  Glimmer  der  zweithäufigste 
Bestandteil.  Daneben  kommt  aber  noch  zweifelloser  Muscovit 
vor,  der  sich  durch  die  ihm  eigene  optische  Orientierung  (c  =  a) 
von  jenem  Glimmer  sicher  unterscheiden  läßt.  Die  naheliegende 
Vermutung,  daß  die  Pyroxenspindeln  und  Glimmersäulen  mit  ihrer 
Längserstreckung  parallel  der  Streichrichtung  der  Bänderung  einge- 
stellt seien,  trifft  nicht  zu;  sie  sind  vielmehr  ganz  regellos  angeordnet. 
Granat  fehlte  den  pyroxenhaltigen  Streifen,  wohl  aber  fanden  sich 
in  geringer  Verbreitung  Magnetkies,  Apatit  und  Titanit- 
körnchen  vor. 

Die  seltener  vorkommenden  schmutziggrünen  Bänder,  bis 
4  cm  breit,  enthalten  als  Hauptgemengteil  ebenfalls  Olivin,  der 
gelegentlich  noch  frisch,  meist  aber  völlig  serpentinisiert  ist.  Der 
Serpentin  zeigt  zum  Unterschiede  von  demjenigen  der  schwarzen 
Bänder  weder  am  Rande  noch  im  Innern  Eisengehalt  Die  grünen 
Bänder  gliedern  sich  in  eine  glimmerführende  und  eine  glimmer- 
freie Gruppe.  Zum  Olivinserpentin  und  Glimmer  gesellen  sich  in 
den  Bändern  der  ersteren  Gruppe  noch  farbloser  Granat  und 
Magnetkies,  während  die  glimmerfreien  Bänder  noch  Granat, 
Magnetit  und  sechsseitige  Täfelchen  und  Körner  von  Eisenglanz 
besitzen. 

Es  scheint  geboten,  die  Bänder  nach  ihrem  Mineralgehalt  noch 
einmal  übersichtlich  zu  gruppieren,  wobei  die  Reihenfolge  der  Mine- 
ralien zugleich  ihr  Mengenverhältnis  bezeichnen  soll. 


[17]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  185 

1.  Schwarze  Bänder. 

a)  Pyroxenfrei:  Olivin-Serpentin,  optisch  positiver  Glimmer, 
Magnetkies,  Granat,  Pyrit,  Zirkon,  kohlige  Substanz. 

£)Pyroxenh  altig:  Pyroxen,  optisch  positiver  Glimmer,  Olivin- 
Serpentin,  Magnetkies,  Muscovit,  Apatit,  Titanit,  kohlige  Substanz. 

2.  Grüne  Bänder. 

a)  Glimm  erfrei:  Olivin-Serpentin,  Magneteisen,  Eisenglanz, 
Granat. 

b)  Glimmerhai  tig:  Olivin-Serpentin,  positiver  Glimmer,  Magnet- 
kies, Granat. 

3.  Der  Pyroxen-  und  Glimmerkalkstein. 

Der  Pyroxen,  dem  der  nur  im  unteren  Bruche !)  gefundene 
grüne  Pyroxenkalk  seine  Färbung  verdankt,  erscheint  unter  dem 
Mikroskop  meist  noch  blaßgrünlich  und  ist  dann  bisweilen  schwach 
pleochroitisch,  oder  er  ist  fast  farblos.  Kristallographische  Begrenzung 
zeigt  er  nicht  einmal  andeutungsweise.  Vorherrschend  sind  kleine 
abgerundete  und  eckige  Körner,  die  in  und  zwischen  den  Calciten 
liegen ;  nur  untergeordnet  treten  auch  größere  Individuen  mit  Quer- 
absonderung und  einer  allerdings  meist  schlecht  ausgebildeten  Spalt- 
barkeit auf,  weshalb  auch  in  Querschnitten  die  charakteristische 
Pyroxenspaltbarkeit  nicht  häufig  gefunden  wird.  Wie  es  scheint,  kommt 
außer  der  vorwaltenden  prismatischen  Spaltbarkeit  auch  eine  solche 
nach  den  vertikalen  Pinakoiden  vor,  welche  die  Tatsache  erklären 
würde,  daß  einige  Horizontalschnitte  parallel  ihren  rechtwinkligen 
Spaltrissen  auslöschten.  Durch  die  zwischen  36°  und  45°  schwankende 
Auslöschung,  sowie  durch  sein  schwach  grünliches  bis  farbloses  Aus- 
sehen beweist  dieser  Pyroxen  seine  Zugehörigkeit  zur  Diopsid- 
Malakolithreihe. 

Während  der  Pyroxenkalk  im  Handstück  ganz. homogen  erscheint, 
erkennt  man  in  manchen  Präparaten  desselben  schon  makroskopisch 
parallel  verlaufende,  bis  2  mm  breite  graue  Streifen  und  bis 
3  mm  große  graue  Partien,  die  beide  ebenfalls  aus  einer  An- 
häufung von  vorwiegendem  Pyroxen  bestehen,  der  zwar  mit  dem 
vorhin  beschriebenen  identisch  ist,  sich  aber  von  ihm  durch  seine 
Verunreinigung  mit  einer  nicht  näher  bestimmbaren  staubähnlichen 
Substanz  unterscheidet.  Ein  ungestreifter  Feldspat,  der  hier 
zum  erstenmal  zu  erwähnen  ist,  bildet  die  Füllmasse  zwischen  dem 
Pyroxen  dieser  grauen  Partien  und  Streifen,  an  deren  Zusammen- 
setzung dann  noch  Zirkon  kör  nchen  und  abgerundete  gelblich- 
graue Titanite  teilnehmen.  Letzteres  Mineral  erscheint  —  aber 
selten  —  auch  in  schwach  pleochroitischen  rhombischen  Schnitten. 
Zweimal  wurden  im  Pyroxenkalk  dunkle  Mineralanhäufungen 


*)  Zur  Zeit  ist  allerdings  infolge  des  Abbaues  von  dieser  Varietät  nichts 
mehr  ersichtlich.  Daß  sie  aber  auch  schon  in  früheren  Abbauperioden  vorge- 
kommen ist,  beweist  ein  an  einer  jetzt  verlassenen  Stelle  des  Bruches  gefundener 
Block  von  Pyroxenkalk. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (K.  Richter.)  25 


186  K.  Richter.  [18] 

von  3 — 5  cm  Durchmesser  gefunden.  Bei  der  Untersuchung  zeigte 
sich,  daß  große  Lappen  und  kleine  Körnchen  von  Magnetkies,  der 
sonst  dieser  Varietät  fehlt,  sowie  kräftig  pleochroitischer  Biotit, 
der  in  den  bisher  besprochenen  Kalkvarietäten  überhaupt  nicht 
vorhanden  ist,  die  Ursachen  für  die  Färbung  dieser  Vorkommnisse 
sind,  als  deren  weitere  Hauptbestandteile  sich  der  schon  erwähnte 
Pyroxen  und  Feldspat  vorfinden.  Auch  Titanit  ist  wieder 
beteiligt.  Ferner  ist  ein  ziemlich  häufiger  Gemengteil  dieser  dunklen 
Mineralkombinationen  ein  farbloses,  stets  nur  unregelmäßig  begrenztes 
Mineral,  das  sich  durch  seine  anomalen  Interferenzfarben  (Wechsel 
von  „zitronengelb  und  preußischblau"),  sowie  durch  seine  schiefe 
Auslöschung  gegen  die  Spaltrisse  als  der  Klinozoisit  Weinschenk's 
zu  erkennen  gibt 1).  Derselbe  bildet  in  Calcit  und  Pyroxen  auch 
Einschlüsse.  Endlich  treten  hier  noch  kleine  farblose  Epidotkörner 
auf,  durch  ihre  lebhaften  Polarisationsfarben  von  den  weniger  lebhaft 
polarisierenden  farblosen  Pyroxenen  gut  zu  unterscheiden. 

Im  Gegensatz  zu  dem  eben  behandelten  grünen  Pyroxenkalk 
wurde  der  gelbliche  Glimmerkalk  nur  im  oberen  Bruche  beob- 
achtet. Der  reichlich  verbreitete  Glimmer,  dem  er  sein  Aussehen 
verdankt,  ist  bisweilen  auch  zu  1  —2  cm  breiten  Lagen  angehäuft. 
Ferner  zeigt  diese  Kalkvarietät  schmale  schmutziggrüne  Lagen,  die 
aus  einem  vorherrschenden  Pyroxen  bestehen.  Der  Glimmer  ist  jeden- 
falls der  für  körnige  Kalksteine  typische  Phlogopit.  Er  besitzt 
auch  unter  dem  Mikroskop  eine  gelbliche  Farbe,  die  in  Horizontal- 
schnitten etwas  dunkler  ist  als  in  Vertikalschnitten.  Letztere,  mit 
feinen  Spaltrissen  versehen  und  immer  gerade  auslöschend,  sind 
schwach,  aber  doch  deutlich  pleochroitisch.  Durch  diesen  Pleochrois- 
mus,  sowie  durch  seine  makroskopisch  und  mikroskopisch  gelbe 
Farbe  ist  der  Phlogopit  mit  aller  Bestimmtheit  sowohl  von  dem  stets 
bedeutend  dunkleren  und  viel  kräftiger  pleochroitischen  Biotit  als 
auch  von  Muscovit  zu  unterscheiden.  Nur  selten  ist  er  fast  farblos. 
Von  den  lagenweisen  Anhäufungen  abgesehen  bildet  dieser  Glimmer 
meist  eine  strähnige  Zwischenklemmungsmasse  zwischen  den  Kalk- 
spatkörnern, doch  auch  Einschlüsse  in  ihnen.  Um  eingelagerte  Pyroxene 
und  Zirkone  erscheinen  in  seinen  Horizontalschnitten  sehr  häufig 
zitronengelbe  pleochroitische  Höfe.  Der  Phlogopit  enthält  zahlreiche 
sechsseitige  isotrope  Querschnitte  und  niedrig  polarisierende,  optisch 
negative,  gerade  auslöschende  und  mit  Querabsonderung  versehene 
Vertikalschnitte  eines  farblosen  Minerals,  das  nur  als  Apatit  gedeutet 
werden  kann.  Daß  derselbe  hier  nicht  so  grell  hervortritt  wie  in 
anderen  Vorkommnissen,  beruht  auf  der  ziemlich  geringen  Differenz 
zwischen  seinem  mittleren  Brechungsexponenten  und  demjenigen  des 
Phlogopits. 

Der  mikroskopisch  stets  farblose  Pyroxen  stimmt  in  bezug 
auf  Ausbildung,  Spaltbarkeit,  Querabsonderung  und  Auslöschung  mit 
dem  des  Pyroxenkalkes  überein,  von  dem  er  sich  nur  dadurch  unter- 


')  Weinschenk,  Die  gesteinsbildenden  Mineralien,  pag.  83.  Freiburg  im 
Breisgau  1901.  Ferner  von  demselben  Verfasser  die  Abhandlung:  „Über  Epidot 
und  Zoisit"   in   der  Zeitschrift  für  Kristallographie,  26.  Bd.,  1896.  161,  166. 


[19]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenan  in  Böhmen.  187 

scheidet,  daß  er  auch  oft  parallel  angeordnete,  längere  spindel- 
förmige Individuen  bildet.  Er  ist,  vergesellschaftet  mit  Glimmer 
und  ungestreiftem  Feldspat,  der  Hauptbestandteil  der  schmutzig- 
grünen Lagen,  fehlt  aber  auch  den  Glimmerlagen  und  den  übrigen 
Partien  nicht.  Nicht  selten  finden  sich  kleinere  und  größere  Quarz- 
partien, die  stets  aus  einer  großen  Zahl  außerordentlich  kleiner 
Quarzindividuen  zusammengesetzt  sind,  welche  immer  geradlinig- 
polygonal, sehr  oft  vollkommen  sechsseitig,  aneinander  stoßen  und 
so  eine  vorzüglich  ausgeprägte  Pflasterstruktur  bedingen.  Lokal 
erscheinen  mitunter  förmliche  Schwärme  von  gelblichgrauen  Titanit- 
kör neben,  denen  gegenüber  die  verstreut  vorkommenden  hellen, 
mit  bestimmteren  hohen  Farben  polarisierenden  Zirkone  sehr  zurück- 
treten. Von  Erzen  sind  Pyrit  und  vorwiegender  Magnetkies 
vorhanden.  Wie  schon  in  der  Hauptmasse  des  Kalksteines  lassen 
sich  auch  hier  randliche  Verwachsungen  beider  und  allseitige  Um- 
wachsungen des  ersteren  durch  letzteren  konstatieren.  Der  Magnet- 
kies verdient  deshalb  noch  besonders  hervorgehoben  zu  werden,  weil 
er  nicht  nur  wie  Pyrit  lappige  Vorkommnisse  bildet,  sondern  auch 
in  Individuen  mit  einigen  Kristallflächen  und  sogar,  wie  sechsseitige 
Umrisse  beweisen,  in  rundum  entwickelten  Kristallen  zu 
finden  ist.  Bevor  Dathe  nachgewiesen  hatte,  daß  der  Magnetkies 
des  sächsischen  Pyroxengranulits  einzelne  Kristallflächen  ausgebildet 
habe,  glaubte  man  dagegen,  er  käme  gesteinsbildend  überhaupt  nur 
derb  vor  1).  —  Die  in  der  grünen  und  gelben  Kalkvarietät  dem  Calcit 
untergeordneten  Mineralien  sollen  nun  noch  in  einer  ihr  Mengen- 
verhältnis bezeichnenden  Reihenfolge  gruppiert  werden. 

1.  Pyroxenkalk:    Blaßgrüner  Pyroxen ,  Feldspat,  Magnetkies, 
Biotit,  Klinozoisit,  Epidot,  Titanit,  Zirkon. 

2.  Glimmer  kalk:  Phlogopit,  farbloser  Pyroxen,  Apatit,  Magnet- 
kies, Pyrit,  Quarz,  Feldspat,  Titanit,  Zirkon. 


4.  Silikatische  Einlagerungen  im  Kalkstein. 

Es  wurde  je  eine  Einlagerung  im  oberen  und  im  unteren  Bruche 
gefunden.  Diejenige  des  oberen  Bruches,  an  dessen  Nordostausgang 
auftretend,  besitzt,  wenigstens  gegenwärtig,  von  beiden  die  größere 
Mächtigkeit  (3—4  m).  Da  sie  nur  zum  Teil  erhalten  und  außerdem 
von  den  dynamischen  Einwirkungen,  welche  ja  gerade  an  der  Nord- 
ostecke des  oberen  Bruches  besonders  bemerklich  sind,  stark  betroffen 
worden  ist,  so  läßt  sich  jetzt  nicht  mehr  feststellen,  ob  sie  eine  dem 
Kalkstein  konkordant  untergeordnete  Linse  oder  eine  derartige  Bank 
gebildet  hat.  Diese  Einlagerung  besitzt  keine  einheitliche  Zusammen- 
setzung, besteht  vielmehr  aus  miteinander  wechsellagernden,  bis  4  cm 
mächtigen  rotbraunen  und  bis  3  cm  mächtigen  grünen  Lagen.  Erstere 
erhalter  ihr  Aussehen  durch  sehr  reichlich  eingelagerten  Biotit  (glimmer- 
reiche  Lagen  oder  kurz  Glimmerlagen),  letztere  durch  Pyroxen  und 
einen  grünen  Amphibol  (pyroxenreiche  Lagen  oder  kurz  Pyroxenlagen). 


J)  Zeitschr.  d.  Deutsch,  geol.  Ges.  1877,  Bd.  XXIX.  294. 

25* 


188  K.  Richter.  [20] 

Die  Glimmer  lagen  zeichnen  sich  durch  großen  Mineral- 
reichtum aus.  Ihre  Hauptbestandteile  sind  eine  durch  Pressung  meist 
außerordentlich  beeinflußte  Quarz masse  mit  ganz  fleckiger  Aus- 
löschung, ein  in  einem  Gewirr  kleiner  Schüppchen  und  feiner  Flitterchen 
auftretender  Biotit  und  strähnige  S  ericitpartien  mit  parallel 
angeordneten  Schüppchen.  Außerdem  ist  auch  noch,  gegenüber  dem 
Biotit  und  Sericit  allerdings  zurücktretend,  eigentlicher  Muscovit 
vorhanden.  Recht  häufig  erscheint  in  fast  quadratischen  Querschnitten 
und  gedrungenen  Vertikalschnitten  ein  farbloses,  ziemlich  stark  licht- 
brechendes Mineral,  das  sich  als  optisch  negativ  erwies  und  von  Säuren 
(auch  HF)  nicht  angegriffen  wurde:  Andalusit.  Außer  den  kurzen 
und  dicken  Längsschnitten,  deren  Länge  sich  zur  Breite  ungefähr 
wie  2  :  1  verhält,  kommen  —  aber  sehr  vereinzelt  —  auch  solche 
vor,  deren  Länge  die  Breite  etwa  um  das  Vierfache  übertrifft.  Sie 
sehen  auf  den  ersten  Blick  Turmalinsäulen,  die  in  geringer  Verbreitung 
übrigens  auch  vorhanden  sind,  täuschend  ähnlich,  unterscheiden  sich 
aber  von  ihnen  durch  feine  Längsspaltrisse  und  durch  den  fehlenden 
Absorptionsgegensatz.  Der  Andalusit  enthält  zahlreiche  Interpositionen : 
schwarze  Körnchen  (wahrscheinlich  Magnetkies),  runde  Glimmer- 
schüppchen,  Zirkonkriställchen  und  viele  Flüssigkeitseinschlüsse.  Letztere 
sind  manchmal  in  geradlinigen  Zügen  parallel  c  eingelagert.  —  Von 
den  bedeutenden  dynamischen  Einwirkungen,  denen  diese  Einlagerung 
unterworfen  gewesen  ist,  zeugt  auch  der  Umstand,  daß  die  Andalusit- 
säulen  bisweilen  zerbrochen  sind.  Zwischen  den  Bruchstücken  hat 
sich  dann  entweder  Calcit  oder  Plagioklas  angesiedelt.  Beide, 
auch  sonst  noch  auftretend,  haben  sich  in  Spalten  und  Löchern  ab- 
gesetzt und  sind  deshalb  als  sekundäre  Produkte  aufzufassen. 

Unter  den  reichlich  vertretenen  Erzen  steht  Magnetkies  an 
erster  Stelle.  Er  bildet  hier,  wie  auch  schon  im  Glimmerkalkstein,  unregel- 
mäßige Körner,  Individuen  mit  einzelnen  Kristallflächen  und  vollständig 
begrenzte  Kristalle,  welche  senkrecht  auf  die  Basis  sechsseitigen, 
parallel  derselben  vierseitigen  Anblick  darbieten.  Dann  aber  zeigt  er 
manchmal  noch  recht  zusammengesetzte  Wachstumsformen.  (Fig.  2.) 
Isoliert  und  in  Verbindung  mit  Magnetkies  findet  sich  ferner  ein 
metallglänzendes  Erz  von  grauer  Farbe,  wahrscheinlich  Arsenkies. 
Auch  Kupferkies  ist  mit  Magnetkies  verwachsen.  Er  zeigt  bei 
abgeblendetem  Lichte  einen  deutlichen  Stich  in  das  Grünliche,  der 
ihn  von  Pyrit  unterscheidet.  Auch  Zinkblende  kommt  vor.  Nach  ihrem 
Mengenverhältnis  sind  die  vier  Erze  in  folgender  Reihe  anzuordnen : 
Magnetkies,    Arsenkies,   Kupferkies,    Zinkblende. 

Außer  den  bisher  angeführten  Mineralien  enthalten  die  Glimmer- 
lagen noch  einen  gelblichgrünen,  offenbar  aus  Biotit  entstandenen,  fast 
gar  nicht  doppeltbrechenden  Chiorit,  Aggregate  einer  feinstrahligen 
farblosen  Hornblende  mit  einer  Auslöschung  von  16°,  Schwärme 
von  T  i  t  an  i  t  körnern  ,  Zirkon,  Korund,  eckige  Körnchen  von 
grünem  Spinell  und  vereinzelte  R utile.  Manche  Glimmerlagen 
aber  führen  sehr  reichlich  Rutil,  der  in  längeren  haarfeinen  Nädelchen, 
kürzeren  lichtgelben  Säulchen,  dunkelgelben  bis  braunroten  Körnern 
und  spindelförmigen,  Individuen,  ferner  in  Individuen  mit  gegabelten 
Enden  auftritt.  Auch  vereinzelte  Kniezwilinge  wurden  beobachtet.  Alle 


[21] 


Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen. 


189 


die  genannten  Ausbildungsformen  des  Rutils  erscheinen  in  demselben 
Präparat. 

Die  Pyroxen lagen  sind  im  Vergleich  zu  den  Glimmerlagen 
mineralarm.  Zunächst  führen  sie  weder  Biotit  noch  Muscovit,  sind 
also  gänzlich  glimmerfrei;  ferner  fehlen  ihnen  die  farblose  Horn- 
blende, Spinell,  Chlorit  und  Turmalin.  Von  den  vier  Erzen  der  dunklen 
Lagen  enthalten  sie  nur  wenig  Magnetkies,  und  auch  Andalusit 
tritt  sehr  zurück.  Dagegen  besitzen  sie  außer  Quarz  Pyroxen,  einen 
grünen  Amphibol  und  spärlichen  Klinozoisit.  —  Der  weitaus 
vorwiegende  Pyroxen,  unter  dem  Mikroskop  farblos  und  stets  äußerst 
verunreinigt,  ist  ein  Glied  der  Diopsid-Malakolithgruppe  mit  der  dieser 
zukommenden  Alislöschung.  Kristallographische  Ausbildung  fehlt  ihm 
völlig.  Die  schmalen  Amphibolsäulen  müssen  infolge  ihrer  blaßgrünen 
Farbe  undihres  im  Vergleich  zur  gemeinen  grünen  Hornblende  schwachen 


Fig. 


Kristalle  und  Wachstumsformen  von  Magnetkies. 
Vergrösserung:  100. 


Pleochroismus  als  eine  dem  Aktinolith  nahe  stehende  Hornblende 
gedeutet  werden.  —  Zusammenfassend  läßt  sich  die  in  ihren  minera- 
logischen Verhältnissen  eben  charakterisierte  Einlagerung  des  oberen 
Bruches  vielleicht  bezeichnen  als  ein  Gesteinskomplex,  der  aus 
wechsellagernden  Schichten  eines  erzreichen  und  andalusitführenden 
glimme  r  schiefer  ähnlichen  Gesteines  und  eines  Horn- 
blende- Pyroxen gesteines  besteht. 

Auch  die  Einlagerung  des  unteren  Bruches  ist  nur  teilweise 
erhalten.  Aus  diesem  Grunde  und  infolge  des  Umstandes,  daß  bekanntlich 
die  Lagerungsverhältnisse  in  diesem  Bruche  infolge  der  vermutlichen 
Abrutschung  große  Störungen  erfahren  haben,  von  denen  die  Ein- 
lagerung in  besonders  hohem  Grade  betroffen  worden  ist,  läßt  sich 
nicht  mehr  entscheiden,  .ob  sie  dem  Kalksteine  in  Form  einer  Linse 
oder  Bank  eingeschaltet  gewesen  ist.  Ihr  dunkelschmutziggrünes, 
deutlich  geschichtetes  Material   ist   an   den   am  meisten  beeinflußten 


190  K.  Richter.  [22] 

Stellen  so  gepreßt,  daß  es  fast  erdig  geworden  ist  und  sich  mit  den 
Fingern  zerreiben  läßt.  Andere  Teile  sind  krummschalig  gebogen  und 
besitzen  glatte  und  glänzende  Harnische  mit  zahlreichen  Friktions- 
linien. Verglichen  mit  der  vorhin  besprochenen  Einlagerung  des  oberen 
Bruches  fällt  die  jetzt  in  Rede  stehende  durch  Mineralarmut  auf.  Unter 
dem  Mikroskop  charakterisiert  sie  sich  als  ein  parallel  struiertes  Ge- 
menge von  vorherrschendem  A  m  p  h  i  b  o  1  und  B  i  o  t  i  t.  Ersterer  ist 
auch  hier  eine  feinstrahlige,  nur  in  der  Prismenzone  entwickelte,  dem 
Aktinolith  verwandte  Hornblende  mit  feinen  Spaltrissen,  die  infolge 
einer  reichlicheren  Beimischung  von  CaFesSi3  012  auch  im  Schliff  noch 
ein  deutliches  Blaßgrün,  verbunden  mit  gut  erkennbarem  Pleochrois- 
mus,  besitzt.  Der'  lagenweise  angehäufte,  makroskopisch  tiefschwarz 
glänzende  Biotit  erscheint  unter  dem  Mikroskop  mit  dunkelbrauner, 
manchmal  fast  roter  Farbe.  Mit  ihm  zusammen  tritt  auf  den  Spaltflächen 
sehr  reichlich  Magnetkies  auf,  der  zum  Unterschied  von  seinem 
Vorkommen  in  der  Einlagerung  des  oberen  Bruches  nie  kristallographische 
Begrenzung  hat  und  das  einzige  hier  eingesprengte  Erz  ist.  Auffallend 
ist  der  ganz  außergewöhnliche  Reichtum  dieses  Gesteines  an  Titanit,  mit 
dessen  bis  015  mm  großen  Körnchen  und  spitzrhombischen  Schnitten 
die  Präparate  förmlich  übersät  sind.  Ferner  sind  noch  untergeordnet 
vorhanden  ein  Plagioklas  (vielleicht  Albit)  und  Quarz. 

Es  scheint  geboten,  diese  Einlagerung,  die  nach  ihren  Haupt- 
gemengteilen als  Biotit-Horn blendeschiefer  zu  bezeichnen  ist, 
in  bezug  auf  ihren  Mineralgehalt  mit  derjenigen  des  oberen  Bruches 
zu  vergleichen. 

1.  Einlagerung  des  oberen  Bruches. 

a)  Glimmerlagen:  Quarz,  Biotit,  Sericit,  Muscovit,  Magnet- 
kies, Arsenkies,  Kupferkies,  Zinkblende,  Andalusit,  Chlorit,  farblose 
Hornblende,  Turmalin,  Titanit,  Zirkon,  Spinell,  Calcit,  Plagioklas, 
Korund,  Rutil. 

b)  Pyroxenlagen:  Pyroxen,  Quarz,  grüne  Hornblende,  Magnet- 
kies, Andalusit,  Titanit,  Klinozoisit,  Zirkon,  Calcit,  Plagioklas. 

2.  Einlagerung  des  unteren  Bruches:  Grüne  Hornblende, 
Biotit,  Magnetkies,  Titanit,  Plagioklas,  Quarz. 

KrejÖi  erwähnt  „Übergänge  von  Amphibolit  in  Serpentin",  die 
einzelne  Kalksteinbänke  voneinander  trennen  sollen,  die  aber  zur  Zeit 
nicht  mehr  beobachtet  werden  können.  Auf  sie  verweisen  jedoch 
aller  Vermutung  nach  mehrfach  gefundene  Stücke  eines  schwarzen 
Serpentins,  der  sich  bei  mikroskopischer  Untersuchung  vorwiegend 
aus  ungefähr  parallel  gelagerten,  serpentinisierten  Hornblendesäulchen 
zusammengesetzt  erweist.  Daß  diese  Säulchen  tatsächlich  einem  ehe- 
maligen Amphibol  angehören,  beweisen  die  ebenfalls  vorhandenen  spitz- 
rhombischen Querschnitte.  Die  bei  der  Serpentinisierung  massenhaft 
ausgeschiedenen  Eisenverbindungen,  die  in  staubfeiner  Verteilung  die 
Ränder  der  Hornblendeleisten  umgeben,  wodurch  sich  dieselben  deutlich 
voneinander  abgrenzen,  die  aber  auch  in  größeren  Körnern  vorkommen, 
verleihen  dem  Gesteine  seine  schwarze  Farbe.  Außerdem  enthält  der 
Serpentin  den  schon  mehrfach  erwähnten  optisch  positiven  Glimmer, 
Calcit,  überraschend  viel  Apatit,  dessen  bis  0'2  mm  lange  Säulen  eine 
sehr  ausgesprochene  Querabsonderung  aufweisen,    endlich    zahlreiche 


[23]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  191 

unregelmäßige,  stets  isotrope  Partien,  die  aller  Wahrscheinlichkeit 
nach  Opal  sind.  Es  ist  also  ein  glimmer-  und  apatitführender  Horn- 
blendeschiefer erst  serpentinisiert  und  dann  teilweise  opalisiert  worden. 

Ferner  wurden  Bruchstücke  eines  dunkelflaschengrünen 
Serpentins  gefunden,  der  weder  Apatit  noch  Eisenverbindungen 
enthält.  Er  ist  aus  dicht  aggregierten  großen  Individuen  einer  farb- 
losen Hornblende,  Tremolit,  entstanden,  wie  durch  erst  teilweise 
umgewandelte  Vorkommnisse,  die  noch  die  amphibolische  Auslöschung 
besitzen,  mit  aller  Sicherheit  bewiesen  wird.  Solcher  eben  in  der 
Umwandlung  begriffener  Tremolit  zeigt,  daß  die  Serpentinisierung  von 
den  Sprüngen  der  Querabsonderung  und  den  Spaltrissen  aus  gleich- 
zeitig vorschreitet,  an  den  ersteren  aber  energischer  ist.  Da  nun 
Spaltbarkeit  und  Querabsonderung  ungefähr  rechtwinklig  aufeinander- 
stoßen, muß  der  Serpentin  bei  vollendeter  Umwandlung  der  ehe- 
maligen Vertikalschnitte  zwei  Systeme  sich  rechtwinklig  kreuzender 
Linien  zeigen.  Es  entsteht  also  dieselbe  Erscheinung,  die  man  einst 
bloß  für  die  Pyroxenserpentinisierung  in  Anspruch  genommen  und  als 
Balkenstruktur  bezeichnet  hat. 

Die  Entstehung  von  kompaktem  Serpentin  aus  einem  Amphibol- 
gestein  sei  hier  deshalb  noch  ganz  besonders  betont,  weil  Weinschenk 
dieselbe  leugnet  und  weil  nach  ihm  scheinbar  „Pyroxene  und  Amphibole 
nur  dort  von  der  Serpentinisierung  mitergriffen  worden,  wo  sie  unter- 
geordnete Gemengteile  von  ursprünglichen  Peridotiten  waren,  die  der 
Umwandlung  in  Serpentin  anheimgefallen  sind  *).  Bei  den  im  vorher- 
gehenden besprochenen  Fällen  von  schwarzem  und  grünem  Serpentin 
ist  aber  an  ehemalige  Peridotite  absolut  nicht  zu  denken,  und  Olivine, 
respektive  deren  Umwandlungsprodukte,  sind  nicht  einmal  accessorisch 
darin  enthalten.  Vielmehr  verdanken  sie  ihre  Entstehung  zweifellosen 
Amphibolgesteinen,  und  so  muß  für  diese  Raspenauer  Serpentinvor- 
kommnisse die  Richtigkeit  der  folgenden  Angabe  Weinschenks  ent- 
schieden in  Abrede  gestellt  werden:  „Jedenfalls  dürfte  sicher  sein,  daß 
ehemalige  Pyroxen-  oder  Amphibolgesteine  nicht  zur  Serpentinbildung 
Anlaß  geben  — "^usw. 

Außer  den  Übergängen  von  Amphibolit  in  Serpentin  sollen  nach 
Krejci  auch  „Streifen  von  rotem  chloritischen  Gneis  und  Phyllit" 
Kalksteinbänke  voneinander  trennen.  Nach  den  jetzt  vorliegenden 
Abbauverhältnissen  kann  diese  Angabe,  die  auch  Katzer  zitiert, 
ebenfalls  nicht  mehr  bestätigt  werden.  Es  ist  aber  wohl  anzunehmen; 
daß  zur  Zeit,  als  Krejci  das  Gebiet  untersuchte,  derartige  Gesteine 
tatsächlich  die  angegebene  Rolle  gespielt  haben;  und  da  kommt  jeden- 
falls der  Teil  des  Ostabhanges  des  Kalkberges  zwischen  dem  oberen 
und  unteren  Bruche  in  Betracht,  auf  dem  einst  eine  Menge  gegen- 
wärtig fast  sämtlich  zugeschütteter  Brüche  in  Betrieb  gewesen  sind 2). 


*)  Weinschenk.  Die  gesteinsbildenden  Mineralien,  121.  Freiburg  im 
Breisgau,  1901. 

2)  Wohl  werden  auch  jetzt  noch,  aber  nur  auf  den  höheren  Abhängen  des 
Kalkberges,  besonders  in  der  Nähe  des  oberen  Bruches,  Stücke  eines  roten  gneis- 
ähnlichen Gesteines  gefunden ;  sie  deuten  aber  auf  einen  ganz  andern  als  den  von 
Krejöi  angeführten  Zusammenhang  und  werden  erst  an  späterer  Stelle  mit  zu 
besprechen  sein  (Seite  209  [41]). 


192  K.  Richter.  [24] 

II.  Die  hangenden  und  liegenden  Gesteine. 

Da,  wie  schon  erwähnt,  das  Liegende  des  Kalksteines  entweder 
nicht  zugänglich  oder  abgebaut  ist,  hat  sich  dieser  Teil  der  Arbeit 
in  der  Hauptsache  auf  die  Betrachtung  des  besser,  aber  auch  nur 
teilweise  erhaltenen  und  ebenfalls  nur  unvollkommen  zugänglichen 
Hangenden  zu  beschränken. 

Der  ganze  Komplex  der  hangenden  Gesteine  zerfällt  in  einige 
Gruppen.  Seine  unterste  Partie,  welche  dem  Kalksteine  direkt  auf- 
lagert, ist  ein  bereits  in  einem  früheren  Zusammenhange  erwähntes 
dichtes,  dunkelgrünes  Pyroxengestein,  das  aus  weitaus  vorwiegendem 
Malakolith  besteht  und  deshalb  Malakolithfels  genannt  werden 
wird.  Derselbe  geht  nach  oben  in  einen  dunkelgrünen  Hörn  blende- 
schiefer über,  welcher  mehrfach  mit  Feldspatamphibolit 
wechsellagert.  Wievielmal  diese  Wechsellagerung  stattfindet,  kann 
nicht  festgestellt  werden.  Endlich  ist  an  der  Zusammensetzung  dieses 
hangenden  Gesteinskomplexes  ein  Chlori  ts  chi  ef  er  beteiligt,  von 
dem  aber  nur  eine  einzige  Schicht  gefunden  wurde. 

Es  sind  also  nun  zu  betrachten: 

1.  Der  Malakolithfels, 

2.  der  Hornblendeschiefer, 

3.  der  Feldspatamphibolit, 

4.  der  Chloritschiefer. 

I.  Der  Malakolithfels. 

Der  Malakolithfels  bildet  ein  richtungslos  struiertes  Gemenge 
von  Malakolithindividuen,  die  auch  im  Präparat  noch  ein  deutliches 
Grün  zeigen 1).  Sie  sind  meist  in  der  Prismenzone  entwickelt  und 
besitzen  zahlreiche  prismatische  Spaltrisse,  wogegen  Querabsonderung 
gewöhnlich  fehlt.  Mitunter  ist  der  Malakolith  auch  sehr  kleinkörnig  und 
läßt  dann  weder  prismatische  Ausbildung  noch  Spaltbarkeit  erkennen. 
Andernteils  wurden  auch  divergentstrahlige  Aggregate  gefunden,  die  aus 
längeren  Malakolithstengeln  zusammengesetzt  waren.  Zwillingsbildung 
war  nicht  zu  beobachten.  Querschnitte  und  klinopinakoidale  Schnitte 
des  sehr  lebhaft  polarisierenden  Pyroxens  zeigen  Pleochroismus,  und 
zwar  ist  a  gelb,  b  und  c  grün.  Daraus  folgt,  daß  Schnitte  nach 
coPgo  keinen  Farbenwechsel  haben  können.  Die  maximale  Aus- 
löschungsschiefe erreicht  45°,  die  mittlere  bewegt  sich  zwischen  38° 
und  40°.  Mitunter  ragen  Malakolithe  in  Calcitpartien  hinein,  und 
dann  haben  sie  vielfach  terminale  Flächen  entwickelt.  Diese  Tatsache 
und  die  außerordentlich  zahlreichen,  oft  mit  beweglichen  Libellen 
versehenen  Flüssigkeitseinschlüsse  des  Calcites  berechtigen  vielleicht 
zu  der  Annahme,  daß  letzterer  hier  ein  sekundäres  Ausfüllungsprodukt 
ursprünglicher  kleiner  Hohlräume  im  Malakolithfels  ist.  Außerdem 
enthalten  die  Präparate  aber  noch  andere,  stets  kleinere  Calcitpartien, 


*)  Dieser  Malakolith  ist  offenbar  der  von  Kalkowsky  als  „Saht"  bezeichnete 
Pyroxen. 


[25]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  193 

die,  weil  sie  im  Verhältnis  zu  den  vorigen  sehr  wenig  Flüssigkeits- 
einschlüsse aufweisen  und  weil  die  an  sie  angrenzenden  Malakolith- 
körner  keine  terminalen  Flächen  besitzen,  wohl  als  primäre  Bestand- 
teile gelten  müssen. 

Abgesehen  von  den  eben  erwähnten  sekundären  und  primären 
kleineren  Kalkspatvorkommnissen  werden  im  Malakolithfels  auch  über 
faustgroße  Nester  eines  sehr  grobspätigen  Calcites  gefunden, 
dessen  1 — 2  cm  breite  Spaltflächen  eine  schon  makroskopisch  erkenn- 
bare Zwillingslamellierung  zeigen.  Es  muß  wohl  angenommen  werden, 
daß  diese  Calcitnester  größere  Hohlraumausfüllungen  im  Malakolith- 
fels sind. 

Außer  Calcit  finden  sich  im  Schliffe  nicht  selten  wasserhelle 
Plagioklaspartien,  pleochroitische  und  manchmal  mit  feinen  Spalt- 
rissen versehene  Epidotkörnchen  und  Schwärme  von  saftiggrünen 
Chloritschüppch  en,  deren  lebhafter  Pleochroismus  sich  in  einem 
Wechsel  von  dunkelgrün  und  gelbgrün  ausspricht.  Außerdem  aber  ist 
noch  ein  offenbar  von  jenem  abweichender  Chlorit  vorhanden,  dessen 
vereinzelt  auftretende  Schüppchen,  ebenfalls  lebhaft  pleochroitisch,  bei 
der  Drehung  zwischen  grün  und  bräunlichgelb  wechseln.  Blumrich 
berichtet,  daß  der  „Hornblendeschiefer",  den  er  auch  „Amphibolit" 
nennt,  —  das  ist  aber  ganz  wahrscheinlich  der  von  ihm  nicht  mikro- 
skopisch untersuchte  Malakolithfels  —  „stellenweise  sehr  dicht  und 
durch  Anreicherung  an  Epidot  gelblichgrün  gefärbt"  sei. 

Vielfach  zeigen  die  Malakolithfelspräparate  schon  makroskopisch 
auffallende,  hellglänzende  kleine  Partien,  die  sich  bei  mikroskopischer 
Betrachtung  als  nesterartige  Anhäufungen  einer  grünlichen  Hornblende 
erweisen.  Dieselbe  bildet  nur  in  der  Prismenzone  begrenzte,  ungefähr 
gleichlange  und  auch  gleichbreite  Säulchen,  die  feine  Spaltrisse  be- 
sitzen. Querabsonderung  dagegen  wird  nur  an  Individuen  beobachtet, 
welche  die  Durchschnittsgröße  überschreiten1).  Die  Hornblende  besitzt 
einen  deutlichen  Pleochroismus,  und  zwar  ist  a  farblos  bis  ganz  schwach 
gelblich,  b  gelb  (mit  einem  kaum  erkennbaren  Schein  in  das  Grün- 
liche) und  c  bläulichgrün.  Das  ihren  Horizontalschnitten  also  fehlende 
deutliche  Grün,  ferner  ihr  blaßgrünes  Aussehen  unterscheiden  sie  von 
der  stets  bedeutend  dunkler  gefärbten  gemeinen  grünen  Hornblende. 
Jedenfalls  haben  wir  es  hier  mit  einem  Amphibol  zu  tun,  der  zwischen 
dem  Strahlsteine  und  der  gemeinen  grünen  Hornblende  steht,  ersterem 
aber  näher  kommt  als  letzterer.  Die  mittleree  Auslöschung  beträgt  im 
Maximum  16 — 18°;  doch  wurden  auch  Auslöschungsschiefen  von  19 — 22° 
gemessen.  Manchmal  besitzt  diese  Hornblende  um  nicht  sicher  be- 
stimmbare Interpositionen  dunkelgrüne  pleochroitische  Höfe,  die  jedoch 
bei  keiner  Stellung  ganz  verschwinden.  —  Eigentümlich  ist  vielen 
Hornblendeleisten  eine  fleckige  Beschaffenheit,  die  wahrscheinlich  auf 
ungleichmäßiger  Verteilung  des  Eisengehaltes  beruht  und  sich  in  zwei- 
facher Weise  zeigt.  Entweder  treten  in  ihrem  Innern  unregelmäßige 
farblose  oder  nur  schwach  gelblich  gefärbte  und  wenig  pleochroitische 


*)  Es   handelt   sich   hier  jedenfalls   um   die    „maigrüne,   stark   dichroitische 
Hornblende",   deren  Vorkommen  bei  Raspenau   schon  Kalkowsky  erwähnt  hat. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  64.  Band,  2.  Heft.  (K.  Richter.)         26 


194  K.  Richter.  [26] 

Partien  auf,  oder  sie  enthalten  dunkelgrüne,  ebenfalls  unregelmäßig 
gestaltete,  aber  kräftig  pleochroitische  Flecken,  die  in  Schnitten  nach 
oofoo  einen  Farbenwechsel  von  blaugrün-gelb  (manchmal  fast  farblos), 
in  Schnitten  nach  co  P  oo  einen  solchen  von  blaugrün-gelbgrün  zeigen. 
Der  Pleochroismus  der  letzteren  dunkelgrünen  Flecken  weicht  also  von 
demjenigen  der  sie  einschließenden  Hornblendesäulen  ab.  —  Es  sei 
besonders  noch  darauf  hingewiesen,  daß  die  eben  beschriebene  Horn- 
blende nicht  etwa  ein  uralitisches  Umwandlungsprodukt  des  Malakoliths 
ist,  sondern  daß  sie  als  primärer  Gemengteil  gelten  muß. 

Vielfach  enthalten  die  Präparate  des  Malakolithfels  ein  rotbraunes 
bis  gelblichbraunes  Mineral,  das  man  auf  den  ersten  Blick  vielleicht 
für  Rutil  halten  könnte,  wenn  nicht  sein  isotroper  Charakter  dagegen 
spräche.  Da  vermutet  wurde,  daß  es  sich  um  Zinkblende  handeln 
könnte,  die  Blum  rieh,  aber  bloß  als  Saum  um  größere  Calcitnester 
in  seinem  „Amphibolit"  schon  nachgewiesen  hat,  so  wurde  eine  ge- 
pulverte Portion  des  Gesteines  in  Salpetersäure  gekocht  und  das 
Filtrat  hierauf  mit  H2S  behandelt.  Das  auf  diese  Weise  erhaltene 
Zinksulfid  bestätigte  jene  Vermutung.  Zugleich  wurde  durch  dieses  Ver- 
fahren der  Nachweis  geliefert,  daß  der  Blende  ziemlich  viel  Fe  S  bei- 
gemischt ist,  was  übrigens  schon  ihr  dunkles  Aussehen  unter  dem 
Mikroskop  erwarten  ließ  und  ebenfalls  schon  von  Blum  rieh  ange- 
geben wird.  Die  nur  an  den  dünnsten  Rändern  in  höherem  Grade 
durchscheinende  Zinkblende  bildet  fast  immer  unregelmäßige  In- 
dividuen ;  nur  selten  sind  einige  Kristallflächen  entwickelt.  Größere 
Individuen  lassen  nicht  selten  zahlreiche  parallele  Spaltrisse  erkennen, 
die  den  kleineren  meist  fehlen.  In  einigen  Fällen  wurde  eine  Ver- 
wachsung der  Blende  mit  Pyrit,  seltener  mit  Magneteisen  beobachtet, 
die  beide  ihr  randlich  ansitzen.  Der  Umstand,  daß  die  Zinkblende 
Malakolith  und  Plagioklas  in  sich  einschließt,  daß  sie  umgekehrt  aber 
auch  zusammen  mit  Malakolith  Einschlüsse  in  Plagioklas  bildet,  spricht 
für  ihre  Gleichaltrigkeit  mit  Malakolith  und  Plagioklas.  Damit  stimmt 
die  Tatsache  überein,  daß  sie  auch  sonst  durchaus  den  Eindruck  pri- 
märer Entstehung  macht,  nicht  etwa  zum  Beispiel  reihenweise  An- 
ordnung ihrer  Individuen  zeigt,  die  auf  das  Vorhandensein  ehemaliger 
Spalten  deuten  könnte,  in  welche  sie  sekundär  eingedrungen  wäre. 
In  Einklang  hiermit  steht  ihr  Auftreten  in  kleinen  und  dichten  nester- 
artigen Anhäufungen,  die  infolge  ihrer  dunkelroten  Farbe  in  dem 
grünen  Muttergesteine  schon  makroskopisch  erkennbar  sind  und  ganz 
den  Eindruck  eingesprengter  Vorkommnisse  machen.  Freilich  kommt  die 
Zinkblende  andererseits  auch  —  aber  seltener  —  unter  Verhältnissen 
vor,  unter  denen  ihre  primäre  Natur  unwahrscheinlich  ist  Sie  bildet 
nämlich,  wie  zuerst  Blum  rieh  angegeben  hat,  auch  um  die  im  Mala- 
kolithfels mitunter  zu  findenden  Nester  von  grobspätigem  Calcit,  die 
jedenfalls  nur  als  Hohlraumausfüllungen  gedeutet  werden  können,  einen 
■ —  freilich  nicht  kontinuierlichen  —  Saum,  der  aus  bis  2  mm  großen  rot- 
braunen und  metallisch  glänzenden  Plättchen  besteht.  So  muß  also  wohl 
angenommen  werden,  daß  die  Zinkblende,  welche  die  kleinen  dichten  An- 
häufungen im  Malakolithfels  bildet,  primär,  der  aus  größeren  Plättchen 
bestehende  Zinkblendesaum  um  die  Calcitnester  aber  sekundärer  Natur 
ist;  denn  an  einem  Orte,  an  dem  Zinkblende  primär  entstehen  konnte, 


[27]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  195 

muß  auch  schließlich  die  Möglichkeit  einer  nochmaligen  nachträglichen 
Bildung  zugestanden  werden  1). 

Außer  Zinkblende  enthält  der  Malakolithfels  von  Erzen  noch 
Magneteisen,  Magnetkies  und  Pyrit.  Das  erstere,  am  reich- 
lichsten vertreten,  bildet  meist  derbe  Partien,  und  ich  verdanke  Herrn 
Oberlehrer  Weber  in  Voigtsbach  (bei  Reichenberg  in  Böhmen)  ein 
Handstück  von  Malakolithfels,  welches  so  magnetitreich  ist,  daß  es  die 
Magnetnadel  sehr  stark  beeinflußt.  Außerdem  findet  sich  das  Magnet- 
eisen gelegentlich  in  kristallinischer  Ausbildung,  durchzogen  von  Strähnen 
von  Malakolith  oder  Hornblende,  und  derartige  Vorkommnisse  zeigen 
mikroskopisch  kristallographische  Begrenzung  durch  einzelne  Flächen. 
Blumrich  hat  sogar  makroskopische  Magnetitkristalle  gefunden,  von 
denen  er  sagt,  daß  sie  sich  „nach  den  Oktaederflächen  gut  spalten 
lassen  und  dabei  stark  glänzende  Spaltflächen  liefern"2).  Magnet- 
kieshaltiger  Malakolithfels  steht  mir  nicht  zur  Verfügung,  weshalb  auch 
über  das  Auftreten  und  die  Ausbildung  des  Magnetkieses  nichts  Näheres 
gesagt  werden  kann.  Daß  er  aber  in  dem  beschriebenen  Gesteine  vor- 
kommt, folgt  mit  Sicherheit  aus  der  Angabe  von  Blumrich,  nach 
welchem  in  dem  Material,  das  1890  aus  einem  auf  der  Südostseite 
des  Kalkberges  eingetriebenen  Stollen  lierausbefördert  wurde,  „in 
reichlicher  Menge  Magnetkies  eingesprengt"  war3).  Der  Pyrit,  dessen 
Verwachsung  mit  der  Zinkblende  schon  erwähnt  ist,  wird  auch  in  voll 
ausgebildeten  Kristallen  gefunden;  zum  Beispiel  wurden  Würfel  von 
0-6  cm  und  0*8  cm  Kantenlänge  gemessen  4). 

In  der  Nähe  des  vorhin  erwähnten  Stollens  hat  Blumrich 
ziemlich  dicke  „schwefelgelbe  Krusten"  eines  Minerals  gefunden,  das 
in  seinen  hauptsächlichsten  Eigenschaften  mit  denen  des  Metavoltins 
übereinstimmte. 

Blumrich  erklärt  die  Krusten  dieses  Minerals,  „die  durch 
ihre  knospige  Gestaltung  den  Eindruck  von  stalaktitischer  Bildung" 
machen,  als  einen  Absatz  aus  Wasser,  welches  das  magnetkieshaltige 
Nebengestein  ausgelaugt  habe. 

Herr  Oberlehrer  Weber  hat  mir  ein  Handstück  von  Malakolith- 
fels zur  Verfügung  gestellt,  das  größere  rötliche  Flecken  zeigt, 
die  scharfe  Grenzen  besitzen.  Sie  bestehen,  wie  durch  das  Mikroskop 
klar  wird,  aus  einem  dichten  Gemenge  von  vorwiegendem  Granat, 
einem  Zoisitmineral,  Epidot  und  Malakolith.  Der  auch  im 
Präparat  noch  blaßrötlich  gefärbte  Granat,  von  unregelmäßigen 
Sprüngen  durchzogen,  ist  meist  nicht  kristallographisch  begrenzt,  doch 


*)  Für  eine  technische  Ausbeutung  würde  der  Gehalt  des  Gesteines  au  Blende 
bei  weitem  nicht  ausreichend  sein,  weshalb  auch  eine  solche  hier  nie  versucht 
worden  ist. 

2)  Vermutlich  handelt  es  sich  hier  aber  nicht  um  Spaltbarkeit,  sondern  um 
Schalenbau  nach  dem  Oktaeder;  denn  „eigentliche  Spaltbarkeit  fehlt"  nach  Zirkel 
dem  Magnetit.    Zirkel,  Elemente  der  Mineralogie.    14.  Aufl.  1901.  518. 

3)  Dieses  Material  ist  eben  von  Blumrich  als  „Hornblendeschiefer''  oder 
„Amphibolit"   bezeichneter  Malakolithfels. 

4)  Zum  ersten  Male  findet  sich  bei  Jokely,  aber  nur  vermutungsweise,  die 
Angabe,  daß  das  Hangende  des  Kalksteines  „Magneteisenerz,  Blenden  und  Kiese" 
enthalte,  bis  dann  Blumrich  zuerst  das  tatsächliche  Vorhandensein  von  Magnet- 
kies, Magnetit  und  Zinkblende  nachgewiesen  hat. 

26* 


196  K.  Richter.  [28] 

wurden  gelegentlich  einige  Kristallflächen  beobachtet,  die  auf  das 
Rhombendodekaeder  zu  verweisen  schienen.  Der  farblose  Epidot  ist 
durch  seine  stärkere  Lichtbrechung  und  durch  seine  lebhaften  Polari- 
sationsfarben von  dem  ebenfalls  farblosen  Zoisitmineral  gut  zu  unter- 
scheiden. Ob  letzteres,  das  wie  Epidot  immer  nur  in  unregelmäßigen 
Körnchen  auftritt,  rhombisch  oder  monoklin  ist,  läßt  sich,  da  infolge 
des  Fehlens  von  Spaltrissen  die  Auslöschung  nicht  bestimmt  werden 
kann,  nicht  mit  Sicherheit  feststellen.  Der  Granat  ist  in  allen  Fällen 
förmlich  vollgestopft  von  kleinsten  Zoisit-  und  Epidotpartikelchen,  die 
bei  der  Drehung  des  Präparates  bei  gekreuzten  Nicols  lebhaft  auf- 
blitzen. 

In  meist  kleinen  runden  Körnchen,  aber  auch  in  größeren  Schnitten 
mit  Längsspaltrissen  erscheint  ein  wasserhelles,  im  Querschnitt  isotropes 
Mineral,  dessen  zahlreiche  Flüssigkeitseinschlüsse  bewegliche  Libellen 
zeigen:  Skapolith.  Derselbe  bildet  auch  Einschlüsse  in  größeren 
Granatkörnern.  Neben  Malakolith  tritt  recht  häufig  eine  feinstrahlige 
grüne  Hornblende  auf.  Sie  ist  wie  die  schon  beschriebene  offenbar 
auch  ein  Glied  in  der  Reihe  vom  Strahlstein  bis  zur  gemeinen  grünen 
Hornblende,  steht  aber  infolge  ihrer  dunkleren  Färbung  letzterer,  mit 
welcher  auch  ihr  Pleochroismus  übereinstimmt,  näher  als  ersterem. 
Zwischen  den  Leisten  dieses  Amphiboles  liegen  auffallend  viele  abge- 
rundete Körnchen,  aber  auch  Kristalle  von  Zirkon,  und  einer  der 
letzteren,  (M5  mm  lang,  zeigte  quer  zur  Vertikalachse  Sprünge,  die 
ganz  den  Eindruck  einer  Querabsonderung  machten.  Um  kleinere  ein- 
geschlossene Körnchen  und  Kristallenen  von  Zirkon  erscheinen  in  den 
Hornblendesäulen  dunkelgrüne  pleochroitische  Höfe.  Weitere  unter- 
geordnete Bestandteile  dieser  rot  gefärbten  Mineralkombinationen  sind 
ein  ungestreifter  Feldspat,  Calcit,  Magnetkies  und  Pyrit. 

Nach  Blum  rieh  ist  im  „Amphibolit"  auch  ein  brauner  Granat 
„in  kleinen  Nestern  und  feinen  Lagen"  vorgekommen,  der,  wenn 
ihm  genügend  Raum  zur  Verfügung  stand,  ein  bis  mehrere  Millimeter 
große  Kristalle  von  der  Kombination  (110)  (211)  entwickelte.  Ich  habe 
derartige  Vorkommnisse  von  braunem  Granat  nicht  gefunden. 

Im  Malakolithfels  werden  also  außer  dem  Hauptbestandteile 
Malakolith  noch  folgende  Mineralien  gefunden :  Calcit,  Plagioklas, 
Epidot,  dem  Strahlstein  nahestehende  grüne  Hornblende,  Chlorit, 
brauner  Granat,  Zinkblende,  Magneteisen,  Magnetkies,  Pyrit.  —  Lokal 
treten  noch  auf:  roter  Granat,  Klinozoisit,  Skapolith,  ungestreifter 
Feldspat,  der  gemeinen  grünen  Hornblende  nahestehende  Hornblende, 
Zirkon.  Quarz  fehlt1). 

2.  Der  Hornblendeschiefer. 

Nach  dem  höheren  Hangenden  zu  stellt  sich  im  Malakolithfels 
eine  Hornblendevarietät,  welche  der  schon  besprochenen,  dem  Strahl- 
steine nahestehenden  Hornblende  verwandt  ist,  immer  reichlicher  ein. 
Der  Malakolith  dagegen  tritt  allmählich  zurück,  verliert  gleichzeitig 
seine    prismatische  Ausbildung    und    erscheint    endlich    nur    noch    in 


*)  Das  Fehlen  von  Quarz  erwähnt  auch  schon  Kalkowsky. 


[29]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  197 

kleinen  abgerundeten  Körnchen,  die  zuletzt  auch  noch  verschwinden. 
Der  richtungslos  struierte  Malakolithfels  geht  so  in  einen  Hornblende- 
schiefer über,  dessen  Hornblendesäulen  eine  so  ausgesprochene 
Parallelstruktur  bedingen,  daß  in  genau  nach  der  Schieferungsebene 
geschliffenen  Präparaten  auch  nicht  ein  Querschnitt  zu  finden  ist. 
In  einem  der  Übergangsglieder,  das  infolge  des  Überwiegens  der 
Hornblende  schon  deutliche  Parallelstruktur  besitzt,  haben  sich  braune 
Biotitschüppchen  eingestellt,  so  daß  also  ein  biotitführender 
Pyroxen-Hornblendeschiefer  entstanden  ist.  Ein  anderes 
dieser  Übergangsgesteine  kann  infolge  des  Auftretens  von  Chlorit 
als  chloritischer  Pyroxen-Hornblendeschiefer  bezeichnet 
werden. 

Die  verschiedenen  Schichten  des  reinen,  pyroxenfreien  Horn- 
blendeschiefers sind  durchaus  nicht  einheitlich  beschaffen,  wie  man 
wohl  vermuten  möchte ;  vielmehr  bestehen  in  bezug  auf  die  Art  und 
Größe  der  Hornblende  und  in  bezug  auf  Accessorienführung  Unter- 
schiede.    Das  Fehlen  von  Quarz  ist  dagegen  allen  gemeinsam. 

Es  gibt  Lagen  des  Hornblendeschiefers,  die  aus  einer  außer- 
ordentlich feinstrahligen  Hornblende  zusammengesetzt  sind,  deren 
Säulchen  weder  Spaltbarkeit  noch  Querabsonderung  erkennen  lassen 
und  —  nach  dem  blaßgrünen  Aussehen  und  dem  nur  schwachen 
Pleochroismus  zu  schließen  —  jedenfalls  dem  Strahlsteine  ziemlich 
nahe  kommen.  Nur  untergeordnet  erscheinen  in  einem  solchen  fein- 
filzigen Gemenge  auch  größere,  mitunter  nesterartig  angehäufte,  dunkler 
grüne  und  kräftiger  pleochroitische  Hornblendeindividuen,  die  ent- 
weder lang  und  sehr  schmal  oder  kürzer,  dafür  aber  breiter  sind; 
und  diese  zeigen  Querabsonderung,  aber  keine  Spaltbarkeit.  Sie  sind 
offenbar  der  gemeinen  grünen  Hornblende  mehr  genähert.  In  ihnen 
finden  sich  gelegentlich  farblose,  tropfenförmige  Körnchen,  vielleicht 
Pyroxen.  An  accessorischen  Bestandteilen  ist  dieser  Hornblende- 
schiefer sehr  arm.  Nur  ganz  vereinzelt  erscheinen  farblose,  an  ihren 
hohen  Polarisationsfarben  erkennbare  Epidotkörnchen,  lavendel- 
blau polarisierende  und  mit  Querabsonderung  versehene  Zoisitleisten, 
sowie  grünliche  pleochroitische  Chloritschüppchen. 

Andere  Schichten  des  Hornblendeschiefers  sind  zusammengesetzt 
aus  Individuen  einer  größeren  Hornblende,  welche  der  in  den  eben 
besprochenen  Lagen  nur  untergeordnet  vorkommenden  in  bezug  auf 
Farbe  und  Pleochroismus  entspricht.  Sie  zeigt  häufig  die  früher  er- 
wähnte fleckige  Beschaffenheit.  In  diesen  Schichten  nun  stellt  sich 
mitunter  eine  noch  größer  ausgebildete  Hornblende  ein,  die  für  eigent- 
liche gemeine  grüne  Hornblende  gehalten  werden  muß.  Charakteristisch 
ist  für  sie  das  Auftreten  eines  oft  sehr  breiten  Orthopinakoides,  das 
die  Prismenflächen  weit  überwiegt  und  immer  vorhanden  zu  sein 
scheint,  während  andererseits  das  den  Hornblenden  eigene  Klinopina- 
koid  niemals  beobachtet  wurde.  So  entstehen  nach  der  Orthodia- 
gonale  langgestreckte  Horizontalschnitte,  die  in  der  Richtung  von  b 
oft  3 — 4mal  länger  sind  als  in  derjenigen  von  a.  Nicht  selten  findet 
nach  diesem  Orthopinakoid  eine  Parallelverwachsung  statt.  Neben 
den  für  die  gemeine  grüne  Hornblende  üblichen  Auslöschungsschiefen 
wurden  auch  solche  von  19  —  24°  gemessen.  Auch  dieser  Hornblende- 


198  K.  Richter.  [30] 

schiefer  ist  durch  Accessorienarmut  gekennzeichnet,  und  außer  zer- 
streut vorkommendem  Pyrit  und  Zirkon  wurde  nur  in  einem  Falle 
Skapolith  etwas  reichlicher  in  ihm  gefunden,  so  daß  man  also  von 
einem  Skapolith -Hornblendeschiefer  sprechen  könnte.  Wie 
schon  in  den  roten  granatführenden  Flecken  des  Malakolithfels  bildet 
der  Skapolith  auch  hier  keine  Kristalle.  Seine  rundlichen,  manchmal 
sogar  elliptischen  Körner  enthalten  Flüssigkeitseinschlüsse  und  äußerst 
feine  Hornblendenädelchen.  —  Auf  einen  0*12  mm  langen  abgerundeten, 
aber  nach  einer  Richtung  gestreckten  Zirkon  sei  noch  hingewiesen. 
Derselbe  besitzt  parallele  Risse,  welche,  da  ihnen  parallel  die  Aus- 
löschung erfolgt,  als  prismatische  Spaltrisse  zu  deuten  sind,  die  be- 
kanntlich an  mikroskopischen  Zirkonschnitten  nicht  allzuhäufig  beob- 
achtet werden. 

Der  Hornblendeschiefer  zeigt  manchmal  die  Spuren  starker 
Druckwirkungen,  und  man  findet  ganz  krummschalig  gebogene  und 
mit  glatten  und  glänzenden  Rutschflächen  versehene  Vorkommnisse, 
die  durchaus  nicht  mehr  an  ein  früher  ebenflächig  schiefriges  Gestein 
erinnern.  Präparate  von  solch  gepreßtem  Material  lassen  schon  makro- 
skopisch hervortretende  Windungen  erkennen,  die  sich  unter  dem 
Mikroskop  in  ein  Gewirr  schmaler  Hornblendesäulchen  auflösen.  Von 
letzteren  löschen  viele  undulös  aus ;  andere  aber  werden  überhaupt 
bei  keiner  Stellung  völlig  dunkel,  sondern  besitzen  auch  im  Maximum 
der  Auslöschung  noch  ein  deutliches  Grün ;  wieder  andere  löschen 
fleckig  aus,  d.  h.  sie  haben  nur  einzelne  Stellen,  die  nie  ganz 
dunkel  werden.  Größere  Hornblendeindividuen  derartig  beeinflußten 
Gesteines  besitzen  oft  einen  großen  Reichtum  an  Flüssigkeitsein- 
schlüssen. Diese  sind  entweder  regellos  verteilt  oder  bilden  ungefähr 
parallele,  quer  zur  Längsachse  der  Hornblende  verlaufende  gerade  Züge, 
die  oft  in  großer  Zahl  auftreten.  In  einer  0-4  mm  langen  Amphibolsäule 
wurden  zum  Beispiel  14  solche  Reihen  gezählt.  —  Da  der  normale,  nicht 
dynamisch  beeinflußte  Hornblendeschiefer  nur  wenig  Flüssigkeitsein- 
schlüsse besitzt,  ist  vielleicht  der  Schluß  berechtigt,  daß  ihr  reich- 
liches Vorhandensein  in  dem  gepreßten  Gesteine  mit  Druckwirkungen 
in  Beziehung  zu  bringen  ist. 

Bei  der  Verwitterung  liefert  die  dem  Strahlsteine  verwandte 
Hornblende  als  Endprodukt  Calcit,  und  in  günstigen  Präparaten  lassen 
sich  alle  Stadien  dieses  Prozesses  verfolgen,  dessen  Anfang  die  Weg- 
schaffung des  Eisengehaltes  ist.  Je  nachdem  letzterer  ganz  oder 
erst  teilweise  verschwunden  ist,  sehen  die  Hornblenden  farblos  oder 
gelblich  aus  und  sind  unpleochroitisch  geworden.  Nun  setzt  die  Aus- 
scheidung von  Calcit  ein.  Dadurch  werden  die  Amphibole  in  schmale 
Fasern  oder  zackige  Streifen  zerlegt,  die  noch  durch  gleichzeitige 
Auslöschung  und  gleichartiges  Polarisieren  ihre  Zugehörigkeit  zu  einem 
Individuum  beweisen.  Gelegentlich  befindet  sich  innerhalb  einer  Calcit- 
partie  ein  noch  nicht  ganz  umgewandelter  Hornblenderest,  der  mit- 
unter sogar  noch  grün  gefärbt  ist  und  der  beweist,  eine  wie  ver- 
schiedene Empfänglichkeit  selbst  auf  so  engen  Räume  gegenüber  den 
Verwitterungseinflüssen  besteht,  jedenfalls  veranlaßt  durch  kleine 
Schwankungen  in  der  chemischen  Zusammensetzung. 

In    stark   zersetztem    und    weitgehend    dynamisch    beeinflußtem 


["31]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  199 

Hornblendeschiefer  treten  auffallend  viel  pleochroitische  Höfe 
auf,  von  denen  in  einem  Gesichtsfelde  von  0*8  mm  Durchmesser  zum 
Beispiel  gegen  20  gezahlt  wurden,  und  ein  Amphibolsäulchen  von 
Ol 5  mm  Länge  zeigte  drei  pleochroitische  Höfe.  Die  größten  haben 
einen  Durchmesser  von  008  mm,  die  kleinsten  einen  solchen  von 
etwa  0'02  mm.  Die  meist  vollkommen  kreisrund,  um  längliche  Ein- 
schlüsse auch  oval  gestalteten  pleochroitischen  Höfe  sind  dunkel-  bis 
schwarzgrün  gefärbt,  und  sie  verschwinden  bei  keiner  Stellung  voll- 
ständig, sondern  besitzen  auch  im  Minimum  der  Absorption  noch  ein 
lebhaftes  Grün.  Manche  Höfe  haben  einen  fast  unmerklichen  Pleochrois- 
mus.  Die  sichere  Entscheidung  über  die  Natur  ihrer  zentralen 
Interpositionen  wird  durch  ihre  dunkle  Färbung  erschwert,  besonders 
wenn  diese  noch  dazu  mit  einer  kaum  wahrnehmbaren  Aufhellung 
verbunden  ist.  In  einigen  Fällen  aber  sind  Zirkonkriställchen  als 
Einschlüsse  wohl  erkennbar.  Ob  jedoch  die  winzigen  abgerundeten 
Körnchen,  die  in  anderen  auftreten,  Zirkon-  oder  Epidotpartikelchen 
sind,  läßt  sich  nicht  entscheiden.  Meist  ist  nur  eine  zentral  gelegene 
Interposition  vorhanden,  mitunter  aber  zwei,  sogar  drei.  In  einigen 
Fällen  beobachtet  man  zwei  exzentrische  Einschlüsse,  die  so  liegen, 
daß  ihre  Verbindungslinie  einem  Durchmesser  des  pleochroitischen 
Hofes  entsprechen  würde.  Wenn,  wie  bisweilen  zu  beobachten  ist, 
sich  ein  Einschluß  gerade  am  Rande  einer  Hornblendesäule  befindet, 
so  ist  nur  ein  halbkreisförmiger  Hof  entstanden.  Ziemlich  häufig  aber 
ist  überhaupt  kein  Einschluß  zu  sehen.  Zur  Erklärung  hierfür  ist 
bekanntlich  angenommen  worden,  der  Einschluß  liege  entweder  dennoch 
versteckt  darunter,  oder  der  Schliff  sei  so  geführt,  das  er  entfernt 
wurde  1). 

Da  der  normale  Horublendeschiefer  wenig  pleochroitische  Höfe 
enthält,  das  gepreßte  und  verwitterte  Gestein  aber  auffallend  reich 
an  ihnen  ist,  erscheint  vielleicht  der  Schluß  berechtigt,  daß  ihre 
Entstehung  durch  Druckwirkungen  und  Verwitterungseinflüsse  be- 
günstigt wird. 

Durch  den  Reichtum  zersetzten  Hornblendeschiefers  an  pleo- 
chroitischen Höfen  erfährt  also  die  Annahme  Romberg's,  nach  der 
sie  auf  ein  Verwitterungsprodukt  oder  eine  chemische  Verbindung 
des  Einschlusses  zurückzuführen  sind,  eine  Bestätigung2).  Die  Er- 
scheinungen, daß  manche  Höfe  überhaupt  keine  Interposition  erkennen 
lassen,  daß  ferner  um  größere  und  scharfflächig  umgrenzte  Einschlüsse 
Höfe  mit  einem  verhältnismäßig  geringen,  um  kleine  abgerundete 
Körnchen  aber  solche  mit  einem  relativ  viel  größeren  Durchmesser 
liegen,  würden  dann  nur  verschiedene  Stadien  des  Prozesses  sein, 
den  Romberg  annimmt.  Seine  Erklärung  würde  zugleich  verständlich 
machen,  warum  in  der  Regel  nur  in  größeren  Höfen  kein  Einschluß 
sichtbar  wird,  der  sich  in  kleinen  fast  immer  vorfindet. 

Am  Schlüsse  dieses  Abschnittes  mag  noch  hervorgehoben  werden, 
daß  auf  keinen  Fall  an  eine  Entstehung  des  Hornblendeschiefers  aus 


J)  Zirkel,  Lehrbuch  der  Petrographie.  2.  Aufl.  1893,  I.  92. 
2)  Neues  Jahrb.  f.  Min.,  Beilageband  VIII.  354. 


200  K.  Richter.  [32] 

Malakolithfels  gedacht  werden  kann,  wogegen  übrigens  auch  die  mehr- 
fache Wechsellagerung  mit  dem  gleich  zu  besprechenden  Feldspat- 
amphibolit  sprechen  würde. 

3.  Der  Feldspatamphibolit. 

Nach  der  Art  des  Amphibols,  der  entweder  ein  Zwischenglied 
zwischen  der  gemeinen  grünen  Hornblende  und  dem  Aktinolith  oder 
eigentliche  gemeine  grüne  Hornblende  ist,  lassen  sich  hier  zwei 
Varietäten  von  Feldspatamphibolit  unterscheiden. 

Derjenige  mit  der  gemeinen  grünen  Hornblende  tritt  in  einer 
größeren  Anzahl  von  mit  den  Hornblendeschiefern  wechsellagernden 
Schichten  auf,  deren  Mächtigkeit  zwischen  2  cm  und  20  cm  schwankt. 
Sein  Material  sieht  im  Handstück  ziemlich  kompakt  aus;  unter  dem 
Mikroskop  aber  besitzt  es  infolge  der  parallelen  Anordnung  der  Horn- 
blendesäulen eine  deutliche  Parallelstruktur.  Die  Hornblende  ist 
an  ihren  Enden  und  Rändern  oft  wie  angefressen,  so  daß  förmlich 
ausgehöhlte  und  eingebuchtete  Querschnitte  entstehen,  deren  Löcher 
immer  mit  ungestreiftem  Feldspat  ausgefüllt  sind.  Manchmal  zeigt 
sie  Zonenbau,  der  infolge  des  Farbenunterschiedes  einer  inneren 
dunklen  und  äußeren  helleren  Schicht  schon  in  gewöhnlichem  Lichte 
zu  erkennen  ist.  In  einigen  Fällen  gelang  es,  zwischen  Kern  und 
Rand  Auslöschungsdifferenzen  von  4°  zu  messen.  Die  Neigung  c:c 
überschreitet  nicht  selten  20°  und  erreichte  in  einem  Falle  sogar  26°. 
Wie  die  zahlreichen  einfach -spitzrhombischen  Querschnitte  zeigen, 
tritt  an  der  Hornblende  weder  das  Ortho-  noch  Klinopinakoid  auf. 
Kleinen  Horizontalschnitten  fehlen  vielfach  die  charakteristischen  Spalt- 
risse. Um  Zirkon  erscheinen  dunkelgrüne  pleochroitische  Höfe. 

Isoliert  und  in  Verwachsungen  mit  der  Hornblende  ist  sehr  reich- 
lich ßiotit  vorhanden,  dessen  größere  Lappen  von  Hornblendeleisten 
oft  förmlich  durchschnitten  werden ;  und  es  wurde  beobachtet,  daß 
dann  die  pleochroitischen  Höfe  des  Glimmers  mitunter  auf  eine  solche 
nahe  gelegene  Amphibolsäule  übergreifen.  —  Der  ungestreifte 
Feldspat,  dessen  Körner  eigentümlich  verzahnt  ineinandergreifen, 
ist  geradezu  übersät  mit  einer  Fülle  längerer  und  kleinster  Hornblende- 
mikrolithen  und  feiner  Apatitsäulchen,  die  alle  unter  sich  und  den 
größeren  Hornblenden  parallel  eingestellt  sind.  Ihnen  gesellen  sich 
zahlreiche  runde  Apatitkörnchen,  Biotitschüppchen,  Quarzkörnchen 
und  Zirkone  bei.  Im  Gegensatz  zu  diesem  ungestreiften,  mit  Inter- 
positionen  förmlich  vollgestopften  Feldspat  sind  die  kleinen,  ganz 
untergeordnet  erscheinenden  Körner  eines  fein  lamellierten  Feld- 
spates einschlußfrei.  —  Das  eben  besprochene  Gestein  ist  infolge 
seines  reichlichen  Biotitgehaltes  als  Biotit-Feldspatam p h i b o  1  i t 
zu  bezeichnen.  In  einem  Falle  ließ  sich  mikroskopisch  ein  Übergang 
desselben  in  reinen  Hornblendeschiefer  beobachten,  indem  Feldspat 
und  Biotit  allmählich  zurücktraten,  Hornblende  sich  aber  immer  reich- 
licher einstellte. 

Der  Feldspatamphibolit,  dessen  Hornblende  zwischen  dem  Strahl- 
stein und  der  gemeinen  grünen  Hornblende  steht,  wurde  nur  einmal 
gefunden.     Außer  Amphibol  und  ungestreiftem  Feldspat,  welcher  die 


[33]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  201 

Füllmasse  zwischen  ersterem  bildet,    enthält  er  noch  Chlorit,  so  daß 
er  ein  Chlorit-Feldspatamphibolit  genannt  werden  kann. 

Nicht  anstehend,  sondern  nur  in  Bruchstücken  fand  ich  ein 
Gestein,  dessen  Fundstelle  mit  Sicherheit  auf  einen  Zusammenhang 
mit  den  Amphibolgesteinen  und  speziell  mit  dem  Feldspatamphibolit 
verweist  und  das  deshalb  hier  noch  besprochen  werden  muß.  —  Sein 
Hauptbestandteil  ist  eine  im  Handstück  glänzend  schwarzgrüne  Horn- 
blende, deren  Säulen  über  1  cm  lang  werden.  Sie  ist  mit  der 
gemeinen  grünen  Hornblende  identisch.  Die  Lücken  zwischen 
den  Hornblendeleisten  sind  von  Calcit,   Orthoklas  und  Plagioklas 


Fig.  3. 


Vierfach  geknickte  Hornblendesäule. 

Die  im  Text  angegebene  Zerbrechung  und  Auffaserung  ist  hier  nicht  mehr  zu  sehen 

Zwillingslamellierter  Calcit  (hell)  und  darin  dunkle  Hornblendepartikelchen. 

Vergrösserung:  50. 

ausgefüllt.  Der  erstere,  am  reichlichsten  vertreten,  enthält  isometrisch 
viereckige,  unregelmäßig  scharfeckige,  auch  abgerundete  Körnchen 
eines  schwach  rötlich  -  violett  gefärbten,  wahrscheinlich  regulären 
Minerals,  das  infolge  seiner  hohen  Lichtbrechung  mit  deutlichem 
Kelief  hervortritt.  Seine  nähere  Diagnose  ist  nicht  möglich.  —  Der 
Orthoklas  ist  immer  mit  einer  solchen  Menge  kleinster  Inter- 
positionen,  wohl  zumeist  Flüssigkeitseinschlüssen,  erfüllt,  daß  er 
gelblichgrau  erscheint  und  seine  Polarisationsfarben  mitunter  verdeckt 
werden.  Es  wurde  hier  an  ihm  der  ziemlich  seltene  Fall  einer 
Durchkreuzung  zweier  ßavenoer  Zwillinge  beobachtet.    Im  Gegensatz 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (K.  Richter.)  27 


202  K.  Richter.  [34] 

zu  ihm  ist  der  Plagioklas,  von  beiden  der  häufigere,  meist  voll- 
kommen wasserhell  und  einschlußfrei.  Untergeordnete  Bestandteile 
sind  Skapolith,  Magnetkies  und  bis  2  mm  große  Zinkblende- 
plättchen.  Ersterer  bildet  meist  Körner  bis  fast  1  mm  Durchmesser, 
aber  auch  Individuen  mit  einigen  Kristallflächen.  Seine  Querschnitte 
zeigen  mitunter  eine  undeutlich  ausgeprägte  rechtwinklige  Spalt- 
barkeit, seine  Vertikalschnitte  Quersprünge  nach  o  P.  Wie  Calcit 
und  Orthoklas  enthält  er  viele,  oft  geradlinig  angeordnete  Flüssigkeits- 
einschlüsse mit  Libellen,  die  in  Vertikalschnitten  gelegentlich  in  der 
Form  negativer  Kristalle,  nämlich  in  Rechtecken  mit  deutlichem 
Überwiegen  einer  Längsachse,  gefunden  wurden.  Merkwürdigerweise 
aber  sind  diese  rechteckigen  Flüssigkeitseinschlüsse  mit  ihrer  Längs- 
richtung quer  zur  Vertikalachse  des  Skapoliths,  also  parallel  den 
Sprüngen  der  Querabsonderung,  eingestellt. 

Starke  Druckwirkungen  haben  die  Hornblende  außer- 
ordentlich deformiert,  sie  in  schmale  Leisten  auseinandergepreßt, 
gebogen,  zerbrochen,  an  den  Enden  besenartig  divergierend  aufge- 
fasert. Eine  einzige  Hornblendesäule  hat  zum  Beispiel  eine  vierfache 
Knickung,  außerdem  eine  Zerbrechung  und  seitliche  Auseinander- 
pressung in  schmale  Leisten  erfahren.  (Fig.  3.)  Calcit  und  Feldspate, 
die  infolge  des  Druckes  undulös  auslöschen,  sind  oft  übersät  von 
einem  dichten  Gewirr  feiner  Mikrolithen  und  unregelmäßiger  Fetzen 
von  Hornblende,  die  hier  nur  durch  Zermalmung  größerer  Individuen 
entstanden  sein  können,  wobei  dann  allerdings  wohl  auch  Feldspat  und 
Calcit  als  sekundär  gelten  müssen.  Außerdem  beobachtet  man  kleine 
rhombisch  gestaltete  grüne  Partikel.  Sie  liegen  immer  in  direkter 
Nähe  zerquetschter  grüner  Partien,  die  sich  durch  die  im  Innern 
noch  erhaltene  charakteristische  Spaltbarkeit  als  Hornblendequer- 
schnitte zu  erkennen  geben.  Es  sind  also  infolge  des  Druckes 
Amphibole  in  die  durch  die  Spaltbarkeit  gleichsam  vorgezeichneten 
Teilstücke  zerpreßt  worden,  deren  Querschnitte  dann  die  erwähnten 
rhombischen  Partikel  geliefert  haben.  In  den  aufgefaserten  Horn- 
blenden haben  sich  Calcit,  Plagioklas  und  Orthoklas  angesiedelt, 
welche  auch  die  durch  Pressung  entstandenen  Spalten  mit  einem 
dichten  Aggregat  ausfüllen. 

4.  Der  Chloritschiefer. 

Der  nur  in  einer  einzigen  3 — 4  cm  mächtigen  Schicht  gefundene 
schuppig-schieferige,  weiche  Chloritschiefer  besteht  aus  einer  klein- 
schuppigen und  aus  einer  großschuppigen  Lage,  deren  Individuen 
schon  makroskopisch  unterscheidbar  sind.  Übergänge  bestehen  nicht 
zwischen  beiden  Lagen.  Abgesehen  vom  Größenunterschiede  ist  der 
grüne  Chlorit  in  beiden  Varietäten  identisch.  Seine  dicht  lamel- 
lierten  Vertikalschnitte  sind  gut  pleochroitisch  (a  und  b  grün,  c  gelblich 
bis  fast  farblos)  und  zeigen  die  üblichen  blauen  Polarisationsfarben, 
wogegen  die  Horizontalschnitte  unpleochroitisch  sind  und  fast  keine 
Farbenerscheinungen  erkennen  lassen.  Immer  ist  der  Chlorit  optisch 
negativ.  Dieses  Verhalten  sowie  die  lavendelblauen  Polarisationsfarben 
würden  gegen   seine  Natur  als  Klinochlor  sprechen.     Gemeinsam  ist 


[35J  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  203 

beiden  Varietäten  des  Chloritschiefers  das  massenhafte  Auftreten  von 
farblosem  Epidot,  welcher  den  ebenfalls  vorhandenen  Zoisit  weit 
überwiegt,  so  daß  also  ein  Epidot-Chlo  ritschief  er  vorliegt.  Aber 
die  Ausbildung  der  genannten  Mineralien  ist  in  den  beiden  Lagen 
verschieden;  denn  während  sie  in  dem  großschuppigen  Gesteine  nur 
in  kleinen  Körnern  auftreten,  die  nie  Spaltbarkeit  erkennen  lassen, 
erscheint  in  der  kleinschuppigen  Varietät  der  Epidot  sowohl  in 
Körnern  als  auch  in  leistenförmigen  Schnitten  mit  feinen  Spaltrissen 
nach  o  P,  der  Zoisit  in  längeren  Leisten  mit  Spaltrissen  und  Quer- 
absonderung. Um  kleine  Epidotpartikelchen  zeigen  sich  im  Chlorit 
sehr  häufig  pleochroitische  Höfe,  die  sich  aber  nur  in  Vertikal- 
schnitten aufhellen.  Der  kleinschuppige  Chloritschiefer  enthält  außer- 
dem noch  vereinzelte  größere  Z  i  r  k  o  n  k  ö  r  n  e  r,  verstreute  Säulchen 
einer  ganz  blaßgrünen,  kaum  merklich  pleochroitischen  und  einer 
dunkelgrünen  und  kräftig  pleochroitischen  Hornblende,  welche  in 
der  anderen  Varietät  nicht  gefunden  wurden. 

Oberhalb  des  Wildner'schen  oder  oberen  Bruches  wurde  — 
aber  nur  in  Bruchstücken  auf  einer  kleinen  Halde  —  ein  Gestein 
gefunden,  das  als 

Tremolit  schiefer 

bezeichnet  werden  soll.  Da  es  nach  seiner  Fundstelle  nur  in  eine 
Beziehung  zum  Komplex  der  hangenden  Gesteine  gebracht  werden 
kann,  soll  es  hier  anhangsweise  noch  besprochen  werden. 

Unter  den  Bestandteilen  dieses  Tremolitschiefers  wiegen  Tremolit, 
ein  farbloser  Glimmer  und  Graphit  vor.  Außerdem  enthält  es  —  die 
Reihenfolge  soll  das  ungefähre  geschätzte  Mengenverhältnis  angeben 
—  Magnetkies,  Korund,  Spinell,  Apatit,  eine  serpentinöse  Masse, 
Karbonat,  Sillimanit.  —  Das  ausgezeichnet  schiefrige  Gestein  zeigt 
einen  Wechsel  von  etwa  1  cm  dicken  hellen  oder  Tremolitlagen  und 
von  dunklen  graphitischen  Lagen.  Die  ersteren  lassen  makroskopisch 
außer  dem  hell  seidenartig  glänzenden  Tremolit,  dessen  Individuen 
bis  1  cm  lang  werden,  noch  reichlichen  Magnetkies  erkennen ;  an  den 
letzteren  sieht  man  makroskopisch  ebenfalls  Magnetkies,  aber  nur 
einzelne  kleinere  Tremolitsäulen. 

Der  Tremolit,  der  weitaus  überwiegende  Bestandteil  der 
hellen  Lagen,  erscheint  unter  dem  Mikroskop  in  langen  farblosen 
Säulen,  die  nie  Endflächen  besitzen  und  meist  in  paralleler  Erstreckung 
nebeneinander  liegen.  Sie  zeigen  stets  zahlreiche  prismatische  Spalt- 
risse und  Querabsonderung.  Die  Neigung  c  :  c  beträgt  im  Durchschnitt 
15—18°,  doch  wurden  auch  Auslöschungsschiefen  von  19°  und  20° 
gemessen.  Die  meisten  Tremolitsäulen"  sind  reich  an  Einschlüssen : 
Korundkörnchen,  Apatite,  Magnetkieskörnchen,  Graphitblättchen  und 
Karbonat;  außerdem  sind  sie  noch  mit  einer  grauen,  staubfeinen 
Verunreinigung  manchmal  dicht  erfüllt.  Die  Lücken  zwischen  den 
Tremolit] eisten  sind  in  den  hellen  Lagen  von  Glimmer,  Magnetkies 
und  Graphit  ausgefüllt,  zu  denen  sich  stellenweise  die  Serpentinmasse, 
ein  Aggregat  feiner  Karbonatpartikel,  wohl  Calcit,  und  Sillimanit  hinzu- 
gesellen.   Der  Glimmer,  der  mit  dem  schon  mehrfach  angeführten 

27* 


204  K.  Richter.  [36] 

farblosen,  optisch  positiven  Glimmer  identisch  ist,  tritt  in  diesen 
Zwischenräumen  in  großen  Blättern  auf,  während  er  in  den  graphiti- 
schen Lagen,  in  denen  er  den  Hauptbestandteil  ausmacht,  ein  dichtes 
Gemenge  von  kleinen  Schüppchen  bildet,  die  schmale  leisten  förmige 
Vertikalschnitte  geliefert  haben. 

Der  Graphit  ist  nächst  dem  Glimmer  der  zweithäufigste 
Gemengteil  der  dunklen  Lagen,  die  ihm  ihre  Farbe  verdanken. 
Bekanntlich  erscheint  der  gesteinsbildende  Graphit  meist  in  ganz 
unregelmäßigen  Formen,  zeigt  aber  nicht  selten  in  quarzreichen  Ge- 
steinen und  auch  körnigen  Kalken  kristallographische  Umgrenzung.  Im 
vorliegenden  Falle  hingegen  entwickelt  er  gut  begrenzte  Individuen, 
nämlich  sechsseitige  Täfelchen,  in  einem  Gesteine,  das  keine  Spur  von 
Quarz  enthält.  Mitunter  sind  freilich  nur  einige  Flächen  voll  entwickelt. 
Auch  leistenförmige  Vertikalschnitte  lassen  sich  beobachten.  Die  Haupt- 
masse des  Graphits  allerdings  besteht  auch  hier  aus  runden  Blättchen 
und  regellos  begrenzten  Schüppchen  und  Flitterchen.  Die  Angabe  von 
Weinschenk,  daß  Rutil  das  „charakteristischste  Begleitmineral" 
des  Graphits  sei,  kann  für  dieses  Graphitvorkommen  nicht  bestätigt 
werden  1).  Vielmehr  fehlt  Rutil  hier  vollkommen. 

Der  Magnetkies  besitzt  im  Tremolitschiefer  im  Gegensatz 
zu  seinem  Auftreten  in  der  Einlagerung  des  oberen  Bruches  und  im 
Glimmerkalkstein  nie  eine  Andeutung  kristallographischer  Begrenzung, 
erscheint  vielmehr  immer  nur  in  Körnern  und  zerfetzten  Lappen.  Er 
schließt  Glimmer,  zahlreiche  Graphitblättchen  und  manchmal  Tremolit 
ein.  —  Ein  reichlich  vorhandenes,  stark  lichtbrechendes,  aber  schwach 
doppelbrechendes  und  stets  wasserhelles  Mineral  erwies  sich  bei  einer 
speziellen  Untersuchung  als  Korund;  denn  es  wurde  von  Säuren, 
auch  von  HF,  nicht  angegriffen,  färbte  sich  beim  Glühen  mit  Kobalt- 
solution  blau  und  ritzte  den  Topas  ganz  deutlich.  Der  Korund  kommt 
meist  in  einzelnen  Körnchen  vor,  die  aber  auch  gelegentlich  kleine 
Anhäufungen  bilden.  Nur  selten  läßt  sich  eine  Andeutung  gesetz- 
mäßiger Ausbildung  konstatieren,  die  sich  dann  in  annähernd  prismati- 
schen Formen  ausspricht,  welche  eine  Art  Querabsonderung  zeigen. 
Die  Körner  dagegen  besitzen  nur  ganz  unregelmäßig  verlaufende 
Sprünge.  Der  Dünnschliff  ließ  gar  nicht  ahnen,  in  wie  reichlicher  Menge 
Korund  in  dem  vorliegenden  Gesteine  auftritt;  erst  die  Isolierung 
mit  HF  gab  davon  einen  deutlichen  Begriff. 

In  annähernd  demselben  Mengenverhältnis  wie  Korund  tritt  ein 
grüner  Spinell  in  Körnern  auf.  Er  kommt  wie  dieser,  mit  dem 
er  übrigens  öfters  in  Verwachsungen  erscheint,  in  einzelnen  Individuen 
und  kleinen  Anhäufungen  vor.  Der  reichlich  vorhandene  Apatit  bildet 
bis  0*15  mm  lange,  meist  gedrungene,  entweder  gut  begrenzte  oder 
mangelhaft  entwickelte  Säulen  mit  basischer  Absonderung,  die  bisweilen 
Magnetkieskörnchen  einschließen.  —  Über  die  Natur  des  Mutterminerals 
des  gelblich  oder  grünlich  gefärbten,  seltener  farblosen  Serpentins, 
der  in  kleinen  Aggregaten  und  größeren  Partien  vorkommt,  ist  kein 
Aufschluß  zu  erlangen.  Eine  an  und  für  sich  mögliche  Entstehung  aus 


x)   Weinschenk,    Die    gesteinsbildenden    Mineralien.    53.     Freiburg    im 
Breisgau  1901. 


[37]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  205 

Tremolit,  die  für  den  früher  beschriebenen  flaschengrünen  Serpentin  mit 
Sicherheit  nachgewiesen  ist,  erscheint  hier  wohl  deshalb  ausgeschlossen, 
weil  der  Serpentin  oft  direkt  neben  und  zwischen  ganz  frischen  Tremolit- 
säulen  liegt.  —  Der  Sillimanit  tritt  als  Haufwerk  und  Büschel  feiner 
Nädelchen  auf,  die  sich  auch  durch  ihren  optisch  positiven  Charakter 
als  Sillimanit  zu  erkennen  geben. 

Es  soll  nun  noch  eine  Vergleichung  der  zweierlei  Lagen  dieses 
Gesteines  in  bezug  auf  ihren  Mineralgehalt  vorgenommen  werden. 
Daß  Tremolit  der  Hauptbestandteil  der  hellen  Lagen  ist,  Glimmer  und 
Graphit  in  den  dunklen  Lagen  vorwiegen,  ist  bereits  hervorgehoben 
worden.  Ferner  wurde  schon  auf  die  verschiedene  Ausbildung  des 
Glimmers  in  den  wechselnden  Lagen  hingewiesen.  Der  Tremolit,  der 
in  den  hellen  Schichten  als  lange  Säulen  ausgebildet  ist,  erscheint  in 
den  dunklen  nur  vereinzelt  in  kurzen  schmalen  Leisten,  die  aber  eben- 
falls sehr  einschlußreich  sind.  Magnetkies,  Serpentin  und  Sillimanit  sind 
in  ungefähr  gleichen  Mengen  verteilt.  Dagegen  fehlt  den  graphitischen 
Lagen  das  Karbonat,  während  Apatit  umgekehrt  fast  auf  sie  beschränkt 
ist  und  sich  in  den  hellen  Lagen  nur  hin  und  wieder  an  den  Ein- 
schlüssen im  Tremolit  beteiligt.  Das  vom  Apatit  Gesagte  gilt  auch 
vom  Korund.  Die  grünen  Spinelle  sind  zwar  in  den  graphitischen 
und  Tremolitlagen  vorhanden,  aber  in  verschiedener  Größenausbildung; 
denn  während  sie  in  ersteren  nur  kleine  Körnchen  bilden,  erscheinen 
sie  in  letzteren  in  Individuen,  die  bis  0*31  mm  groß  werden. 


Das  Liegende  des  Kalksteines. 

Aus  den  schon  am  Anfange  dieses  Teiles  angeführten  Gründen 
läßt  sich  gegenwärtig  nicht  mehr  bestimmen,  ob  der  liegende  Mala- 
kolithfels  ebenfalls  in  Hornblendeschiefer  übergeht.  Die  Angaben  von 
Jokely,  welcher  allgemein  „Amphibolgesteine",  und  von  Koth,  der 
„Hornblendeschiefer"  als  Liegendes  bezeichnet,  machen  es  aber  wahr- 
scheinlich. So  kann  jetzt  auch  nicht  mehr  mit  Sicherheit  festgestellt 
werden,  ob  es  der  Malakolithfels  oder  Hornblendeschiefer  war,  dessen 
Gehalt  an  Magneteisen  einst  ausgebeutet  wurde  1).  Höchstens  darf  nach 
Analogie  des  Hangenden  vermutet  werden,  daß  auch  hier  ersterer 
die  erzführende  Partie  gewesen  ist.  Außer  Magneteisen  sind  nach 
Jokely  im  Liegenden  „angeblich  ebenfalls  Blenden  und  Kiese"  vor- 
gekommen. 

Endlich  soll  noch  auf  den  am 

Hundshübel  anstehenden  Hornblendeschiefer 
kurz  eingegangen  werden.  Auch  er  ist  aus  einer  zwischen  der  ge- 
meinen grünen  Hornblende  und  dem  Strahlsteine  stehenden,  meist 
ebenfalls  sehr  feinstrahligen  Hornblende  zusammengesetzt.  Vom  Horn- 
blendeschiefer des  Kalkberges  unterscheidet  er  sich  durch  seinen 
Epidot-  und  Granatreichtum.  Epidot,  der  im  Hornblendeschiefer  des 
Kalkberges   nur   in   einzelnen   farblosen  Körnchen   auftritt,    erscheint 


*)  Siehe  die  geschichtlichen  Bemerkungen  am  Schlüsse  der  Arbeit. 


206  K.  Richter.  [38] 

hier  außerordentlich  zahlreich  in  gelben  und  deutlich  pleochroitischen 
Individuen,  denen  sich  untergeordnet  Zoisit  und  vereinzelte  Zirkone 
beigesellen.  Mitunter  ist  der  Epidot  sogar  zu  2 — 3  cm  mächtigen 
gelben  Lagen  angehäuft,  in  denen  die  Hornblende  vollständig  zurück- 
gedrängt ist.  Es  entsteht  also  der  sogenannte  gebänderte  Epidot- 
Amphibolschiefer. 

Ein  nur  mikroskopischer  roter  Granat,  der  im  Hornblende- 
schiefer des  Kalkberges  überhaupt  nicht  gefunden  wurde,  erscheint 
hier  stellenweise  so  häufig,  daß  es  lokal  zur  Bildung  eines  Granat- 
Hornblendeschiefers  kommt.  Seine  Körner  und  Kristalle 
(Rhombendodekaeder)  sind  gewöhnlich  nach  einer  Richtung  etwas 
gestreckt  und  alle  parallel  dieser  Streckung,  welche  mit  der  Längs- 
richtung der  Hornblendesäulchen  zusammenfällt,  angeordnet.  Die 
höchstens  0-09  mm  großen  Granatindividuen,  die  meist  keine  Sprünge 
besitzen,  sind  vielfach  lagenweise  angehäuft,  und  zwar  in  solchen 
Mengen,  daß  zum  Beispiel  in  einem  Gesichtsfelde  von  0-8  mm  Durch- 
messer gegen  200  gezählt  wurden.  Außer  Epidot,  der  aber  im 
Vergleich  zur  vorigen  Varietät  hier  sehr  zurücktritt,  enthält  der 
Granat-Hornblendeschiefer  noch  etwas  Calcit  und  ebenfalls  verein- 
zelte Zirkone. 


B.  Der  Glimmerschiefer. 

Der  Glimmerschiefer  ist  nur  auf  der  Ostseite  des  Kalkberges 
in  beschränktem  Maße  anstehend  zu  beohachten.  Seine  Mächtigkeit 
kann  nicht  festgestellt  werden.  Er  enthält  schmale  Quarzgänge. 
Schon  die  makroskopische  Betrachtung  läßt  ihn  als  Lagen  glimm  er- 
schief er  erkennen,  indem  er  aus  dunklen  Glimmerlagen  und  hellen 
Quarzlagen  besteht,  die,  mitunter  außerordentlich  dünn,  regelmäßig 
miteinander  abwechseln.  Auf  dem  Querbruche  zeigt  er  gelegentlich 
eine  zarte  parallele  Fältelung  seiner  Lagen.  Unter  dem  Mikroskop 
erweisen  sich  die  dunklen  Lagen  fast  immer  als  eine  Anhäufung  von 
Biotit  und  Muscovit  (also  Zweiglimmerschiefer). 

Der  Biotit  bildet  meist  kleinere  Schüppchen,  seltener  auch 
größere  Lappen.  Er  ist  vielfach  gänzlich  in  einen  grünen  pleo- 
chroitischen Chlorit  mit  lavendelblauen  Polarisationsfarben  umge- 
wandelt. Es  lassen  sich  ferner  die  auch  sonst  beobachteten  Erschei- 
nungen wahrnehmen,  daß  innerhalb  einer  Chloritpartie  eine  noch 
ganz  frische  Biotitlamelle  liegt  oder  daß  eine  Biotitleiste  nur  in 
ihrem  Innern  chloritisiert  ist,  ihre  Ränder  aber  völlig  unangegriffen 
geblieben  sind.  Die  Horizontalschnitte  dieses  sekundären  Chlorites 
zeigen  vielfach  feine  und  mitunter  recht  lange,  aber  auch  kürzere 
und  breitere  Rutilnädelchen,  die  oft  büschelförmig  angeordnet  und 
so  eingelagert  sind,  daß  sie  sich  unter  einem  Winkel  von  60°  schneiden. 
Da  dieser  sogenannte  Sagenit  in  den  Biotittäfelchen  möglichst 
frischen  Glimmerschiefers  nicht  beobachtet  wurde,  muß  er  hier  wohl 
als  sekundäres  Produkt  bei  der  Chloritisierung  des  Biotites  aufgefaßt 
werden,  dessen  Gehalt  an  Ti02  seine  Entstehung  veranlaßte. 

Im    Gegensatz    zum    Biotit    kommt    Muscovit,    ungefähr    in 


[39]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  207 

gleicher  Menge  wie  dieser  vorhanden,  fast  immer  in  größeren  Blättern 
vor,  deren  oft  breite  leistenförmige  Vertikalschnitte  die  Glimmerlagen 
vielfach  quer  durchsetzen.  Mit  Biotit  ist  in  manchen  Präparaten  ein 
im  Querschnitt  zitronengelbes,  im  Vertikalschnitt  gelblichgrünes  Chlorit- 
oder  Glimmermineral  verwachsen,  das  als  primär  gelten  muß. 

Die  rundlich  einander  stoßenden  Quarzkörner  enthalten  zahl- 
reiche Unterpositionen:  Flüssigkeitseinschlüsse,  Biotit-,  Muscovit-  und 
Chloritschüppchen,  Apatitnädelchen  und  Zirkonkriställchen.  Feldspat 
fehlt  dem  Glimmerschiefer  gänzlich;  dagegen  erscheinen  accessorisch 
Turmalin,  Andalusit,  Zirkon  (meist  Körner)  und  sechsseitige  Täfelchen 
von  Eisenglanz,  die  manchmal  unter  Erhaltung  ihrer  Form  in  Eisen- 
ocker umgewandelt  sind.  Der  grünliche  Turmalin  kommt  außer  in 
schlanken,  bis  0'14  mm  langen  Säulchen,  die  gelegentlich  durch  ver- 
schiedene Entwickelung  an  ihren  Enden  ihre  hemimorphe  Natur  ver- 
raten, auch  in  sehr  gedrungenen  Säulchen  vor,  die  2 — 3  mal  breiter 
als  die  vorigen,  aber  nur  wenig  länger  als  breit  sind.  Er  schließt 
schwarze  Körnchen  und  Glimmerschüppchen  ein.  Der  etwas  reichlicher 
als  Turmalin  auftretende  Andalusit  bildet  auch  hier  wie  in  der 
Einlagerung  des  oberen  Bruches  kurze  und  dicke  Säulchen,  die  aber 
vielfach  recht  unvollkommen  entwickelt  sind  und  deshalb  dann  nur 
unregelmäßig  begrenzte  Querschnitte  liefern.  Er  ist  stets  farblos  und 
enthält  wie  Turmalin  Einschlüsse  von  runden  Glimmerschüppchen 
und  dunklen  Körnchen,  die  gewöhnlich  zentral  angehäuft  sind. 

Wie  es  scheint,  kommen  außer  den  aus  Biotit,  respektive  Chlorit, 
Muscovit  und  dem  gelben  Chlorit-  oder  Glimmermineral  zusammen- 
gesetzten Lagen  auch  solche  vor,  die  nur  aus  Biotit  bestehen. 


C.  Der  Gneisglimmerschiefer. 

Der  Glimmerschiefer  geht  nach  oben  in  ein  Gestein  über,  in 
dem  Biotit  und  das  gelbe  Chlorit-  oder  Glimmermineral  allmählich 
verschwinden ;  dafür  aber  stellen  sich  kleine  runde  Körner  und  Linsen 
von  Orthoklas,  ein  und  es  entsteht  also  der  Gesteinstypus,  den  man  als 
Gneisglimmerschiefer  bezeichnet  (Feldspatglimmerschiefer).  Im 
Anstehenden  sind  diese  Übergänge  allerdings  auf  keiner  Seite  des 
Kalkberges  zu  verfolgen,  aber  die  zahlreich  vorhandenen  Bruchstücke 
ergeben  mit  aller  Bestimmtheit,  daß  sie  existieren.  Die  untersten 
Partien  des  Gneisglimmerschiefers  sind,  wie  Bruchstücke  beweisen, 
ausgezeichnet  schiefrig.  Nach  dem  höheren  Hangenden  zu  aber,  in 
dem  die  erst  nur  vereinzelt  auftretenden  kleinen  Orthoklase  größer 
werden  und  sich  immer  zahlreicher  einstellen,  wird  das  Gefüge  all- 
mählich minder  vollkommen  parallel,  und  der  helle  Gneisglimmer- 
schiefer, der  auf  der  Höhe  des  Berges  in  einigen  kleinen  Kuppen 
noch  ansteht,  zeigt  dieses  Verhalten  in  noch  höherem  Grade.  Das 
eben  erwähnte  Gestein  wird  sowohl  parallel  als  auch  quer  zu  seiner 
Streichrichtung  von  20 — 30  cm  mächtigen  Quarzgängen  durchzogen, 
die  das  Auftreten  von  kopfgroßen  und  noch  größere  Dimensionen 
erreichenden  Quarzblöcken  auf  den  Abhängen  des  Kalkberges  erklären. 
Außer  den  Quarzbruchstücken  finden  sich  auf  den  Bergabhängen  und 


208  K.  Richter.  [40] 

den  anstoßenden  bebauten  Feldern  zahlreiche  Bruchstücke  des  hellen 
Gneisglimmerschiefers  selbst. 

Unter  dem  Mikroskop  gibt  sich  der  eigentliche  Gneisglimmer- 
schiefer —  von  den  Übergangsgliedern  soll  abgesehen  werden  —  als 
ein  Gemenge  von  vorwiegendem  Quarz  und  Orthoklas  zu  erkennen, 
zu  denen  Muscovit  und  grüner  Chlorit  als  weitere  Bestandteile 
treten.  Plagioklas  fehlt  vollständig.  Außer  dem  Biotit  des  eigent- 
lichen Glimmerschiefers  werden  hier  auch  dessen  accessorische 
Gemengteile  Andalusit  und  Turmalin  gänzlich  vermißt;  dafür  aber 
erscheinen  Korund  und  zahlreiche  größere  Zirkone. 

Die  meist  runden  bis  linsenförmigen,  selten  eckigen  Orthoklas- 
körner, vielfach  von  Spaltrissen  durchsetzt,  werden  allseitig  von  einem 
Saume  von  Chlorit-  und  Muscovitschüppchen  umschmiegt,  in  dem  bald 
das  eine,  bald  das  andere  Mineral  vorwiegt.  Dadurch,  daß  der  Saum 
sich  meist  nach  zwei  entgegengesetzten  Seiten  auskeilt,  entsteht  eine 
deutlich  ausgeprägte  mikroskopische  Augenstruktur.  Die  bis  3  mm 
großen  Feldspate  sind  in  allen  Fällen  förmlich  vollgestopft  von  einem 
gelblichen  Staube,  dem  sich  Muscovitschüppchen,  Zirkonkriställchen 
und  Apatitnädelchen  beigesellen ;  und  sie  sind  infolge  ihrer  dichten  Be- 
stäubung, welche  meist  die  Polarisationsfarben  völlig  verdeckt,  im 
Präparat  schon  mikroskopisch  als  hellgraue  Stellen  deutlich  zu  unter- 
scheiden. Nur  in  einem  einzigen  Falle  wurde  eine  Verzwilligung  des 
Feldspates,  und  zwar  nach  dem  Bavenoer  Gesetz  (2Pcc)  beobachtet. 
Der  Quarz  zeichnet  sich  ebenfalls  durch  großen  Reichtum  an  Ein- 
schlüssen aus ,  unter  denen  Chlorit  und  Muscovitschüppchen ,  feine 
Apatitsäulchen,  Zirkonkriställchen,  dunkle  Mikrolithen,  Gasporen  und 
Flüssigkeitseinschlüsse  zu  erkennen  sind.  Die  beiden  letzteren  Arten 
von  Interpositionen,  besonders  die  runden,  ovalen  oder  schlauchförmig 
ausgezogenen  und  mannigfach  verästelten  Flüssigkeitseinschlüsse,  sind 
oft  so  gehäuft,  daß  der  Quarz  stellenweise  getrübt  wird.  Die  um  die 
Orthoklase  den  Saum  bildenden  Mineralien  Muscovit  und  Chlorit 
kommen  auch  sonst  regellos  verstreut  in  den  Schliffen  vor.  Der  grüne 
Chlorit  ist  hier  im  Gegensatze  zu  seinem  Auftreten  im  Glimmerschiefer 
ein  primärer  Gemengteil. 

Der  accessorische  Korund  bildet  meist  bis  0-2  mm  große,  ge- 
wöhnlich von  unregelmäßigen  Sprüngen  durchzogene  Körner,  erscheint 
aber  auch  in  kleinen  sechsseitigen  Täfelchen.  In  biotithaltigen  Über- 
gangsgliedern vom  Glimmerschiefer  zum  Gneisglimmerschiefer  wurden 
kleine  Biotitschüppchen  als  Einschlüsse  in  ihm  gefunden.  Der  Zirkon 
tritt  in  abgerundeten  Formen,  aber  auch  in  scharf  entwickelten 
Kristallen  mit  Prisma  und  Pyramide  auf.  Seine  Größe  ist  eine  für  ein 
derartiges  Gestein  manchmal  recht  bedeutende.  So  wurde  zum  Beispiel 
ein  021  mm  langer  und  0*09  mm  breiter  Kristall  gemessen,  an  dem 
im  Gegensatze  zu  den  ebenfalls  vorhandenen  schlankeren  Individuen 
die  im  Verhältnis  zur  Breite  recht  geringe  Länge  auffällt.  Der  Zirkon 
beherbergt  mancherlei  infolge  seiner  hohen  Lichtcrechung  aber  nicht 
näher  bestimmbare  Einschlüsse.  In  schiefrigen  Vorkommnissen  des 
hellen  Gneisglimmerschiefers  wurden  nicht  selten  sechsseitige  Täfelchen 
von  Eisenglanz,  manchmal  recht  groß,  gefunden. 

In  direkter  Nähe  des  auf  der  Berghöhe   anstehenden  Gesteines 


[41]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  209 

fanden  sich  Blöcke,  die  eine  Verbindung  von  hellem  und  rotem 
Gneisglimmerschiefer  zeigten  und  es  wahrscheinlich  machen, 
daß  letztere]1,  ebenfalls  von  minder  vollkommener  Parallelstruktur, 
untergeordnete  Einlagerungen  in  ersterem  bildet.  Nach  Analogie  dieses 
Vorkommens  kann  geschlossen  werden,  daß  die  in  tieferen  Horizonten 
vielfach  gefundenen  roten,  deutlicher  schiefrigen  Bruchstücke  gleich- 
falls auf  untergeordnete  Einlagerungen  in  tiefer  gelegenen  ausgeprägter 
schiefriger  Schichten  von  hellem  Gneisglimmerschiefer  verweisen. 

Die  Farbe  dieses  roten  Gneisglimmerschiefers  rührt  von  massen- 
haft eingelagertem  Eisenglanz  her,  der  in  großen  unregelmäßigen 
Lappen,  sechsseitigen  Täfelchen,  kleinen  Schüppchen  und  zusammen- 
hängenden Häuten,  welche  die  Quarzkörner  voneinander  abgrenzen, 
vorkommt.  Dieses  rote  Gestein  hat  mit  der  hellen  Varietät  das  Auf- 
treten von  dichtbestäubtem  Orthoklas,  von  Muscovit,  Zirkon,  Korund 
und  den  großen  Einschlußreichtum  der  Quarze  gemeinsam,  ferner  das 
Fehlen  von  Biotit,  Andalusit,  Turmalin  und  Plagioklas.  Auch  er  besitzt 
die  mikroskopische  Augenstruktur.  Aber  die  Feldspate  werden  in  ihm 
nicht  von  einem  Chlorit-Muscovitsaum,  sondern  von  einem  Hämatit- 
Muscovitsaum  umschmiegt.  Durch  den  fast  gänzlichen  Mangel  an 
Chlorit  und  durch  die  große  Menge  seines  Eisenglanzes  unterscheidet 
sich  dieser  rote  Gneisglimmerschiefer  von  dem  hellen.  Die  schiefrige 
rote  Varietät  besitzt  infolge  der  lagenweisen  Anhäufungen  von  vor- 
wiegendem Eisenglanz  und  untergeordnetem  Muscovit,  die  regelmäßig 
mit  quarzreichen  Lagen  abwechseln,  eine  deutliche  Parallefstruktur, 
welche  die  ausgezeichnete  Schieferung  veranlaßt. 


D.  Der  gestreifte  Gneis. 

Die  Bruchstücke  des  gestreiften  Gneises,  der  sich  auf  der  Süd- 
seite zwischen  den  Kalkberg  und  den  südlicher  angrenzenden  Granit 
in  einer  schmalen  Zunge  einschiebt,  befinden  sich  meist  in  einem  sehr 
zersetzten  Zustande,  der  sich  schon  makroskopisch  durch  die  zahl- 
reichen Muscovitblättchen  verrät,  mit  denen  sie  überstreut  sind.  Auf 
dem  Querbruche  erscheinen  oft  bis  ij2  cm  große  Orthoklaskörner.  Sie 
sind  unter  dem  Mikroskope  ebenso  wie  der  spärlicher  vorhandene 
Plagioklas  stets  sehr  unfrisch  und  enthalten  filzige  Aggregate  kleiner 
sekundärer  Muscovitschüppchen.  Außerdem  treten  aber  auch  größere, 
offenbar  primäre  Muscovitblätter  auf,  die  meist  mit  einem  grünen, 
lavendelblau  polarisierenden  Chlorit  verwachsen  sind,  der,  wie  Über- 
gänge und  die  eingelagerten  Rutilnädelchen  beweisen,  das  Umwandlungs- 
produkt von  Biotit  ist.  Es  handelt  sich  also  um  einen  Zweiglimmer- 
gneis. 

In  etwas  weniger  verwitterteu  Bruchstücken  ist  der  Biotit  mit- 
unter noch  frisch  und  besitzt  außerordentlich  kräftigen  Pleochroismus, 
der  zwischen  völlig  dunkel  und  hellgelblich  wechselt.  Er  tritt  vielfach, 
und  dann  immer  in  Verbindung  mit  kleinkörnigem  Quarz,  der  sehr 
schön  die  sogenannte  Pflasterstruktur  zeigt,  in  einem  dichten  Gewirr 
kleiner  Schüppchen  auf.  Außerdem  kommen  aber,  sogar  in  demselben 
Schliffe,  auch  größere  Quarzkörner  mit  rundlicher  Begrenzung  vor,  die 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt.  1904,  54.  Hand,  2.  lieft.  (K.  Richter.)  28 


210  K.  Richter. 


[42] 


sehr  einschlußreich  sind.  Accessorisch  erscheinen  Korund,  Zirkon, 
Eisenglanz  und  andere  opake  Eisenerzkörnchen.  Der  Korund  bildet 
bis  0*42  mm  große,  von  unregelmäßigen  Sprüngen  durchzogene  Körner, 
die  Flüssigkeitseinschlüsse  und  Biotitschüppchen  beherbergen. 

Genetische  Aulfassung. 

Wenn  nun  noch  etwas  über  die  Entstehung  des  Kalkkomplexes 
und  der  zugehörigen  kristallinen  Silikatgesteine  ermittelt  werden  soll, 
so  ist  zunächst  der  Gedanke,  es  könnte  sich  um  umgewandelte  ur- 
sprüngliche Eruptivmassen  handeln,  gänzlich  ausgeschlossen.  So  bleibt 
nur  übrig,  an  ehemalige  Sedimente  zu  denken,  die  entweder  durch 
Regional-  oder  Kontaktmetamorphose  umgewandelt  worden  sind.  Da 
sich  nun  südlich  vom  Kalkberge,  nur  durch  die  schmale  Zunge  des 
zuletzt  besprochenen  gestreiften  Gneises  von  ihm  getrennt,  eine  ge- 
waltige Granitmasse  *)  erstreckt,  liegt  es  nahe,  der  letzteren  Annahme 
den  Vorzug  zu  geben  und  die  Entstehung  des  Kalkkomplexes  und 
seiner  Nebengesteine  auf  eine  von  diesem  Granit  ausgehende  Kontakt- 
metamorphose zurückzuführen. 

Es  wäre  nun  zu  erwarten,  daß  in  erster  Linie  der  gestreifte 
Gneis  Kontaktwirkungen  zeigen  müßte,  und  als  solche  sind  wohl 
auch  die  deutliche  Pflasterstruktur  seines  kleinkörnigen  Quarzes  und 
die  damit  verbundene  eigentümlich  kleinschuppige  Ausbildung  des 
Biotites,  welche  beide  ganz  den  Anblick  gewähren  wie  im  kontakt- 
metamorphen  sogenannten  Quarzglimmerfels,  aufzufassen.  Ferner 
kann  vielleicht  auch  das  Auftreten  der  bis  042  mm  großen  Korund- 
körner im  Gneis  als  eine  Folge  der  granitischen  Einwirkung  gedeutet 
werden,  um  so  mehr,  als  ja  bekanntlich  der  Korund  nicht  zu  den 
gewöhnlichen  Accessorien  eines  Gneises,  besonders  nicht  in  dieser 
Größe,  gehört.  Daß  der  Gneiß  nicht  noch  mehr  Merkmale  einer 
Kontaktmetamorphose  besitzt,  rührt  wohl  auch  mit  daher,  daß  er  über- 
haupt nicht  besonders  empfänglich  für  ihre  Einflüsse  ist.  Außerdem 
ist  zu  bedenken,  daß  das  gesamte  für  die  Untersuchung  zugängliche 
Gneismaterial  nur  in  Lesestücken  besteht. 

Wichtiger  ist  es,  den  Kalkkomplex  selbst  und  seine 
hangenden  Gesteine  zu  prüfen,  ob  und  was  für  Merkmale  sie 
besitzen,  die  für  Kontaktmetamorphose  sprechen  könnten.  Die  Struktur 
des  Kalksteines  kann  dabei  außer  acht  gelassen  werden,  da  sie  kein  ent- 
scheidendes Kriterium  mehr  sein  kann,  seit  Weinschenk  2)  für  den 
kontaktmetamorphen  Tiroler  Marmor  die  sogenannte  verzahnte  Struktur 
nachgewiesen  hat,  die  Vogt3)  nur  für  regionalmetamorphen  Kalkstein 
in  Anspruch   nahm,   während   in   kontaktmetamorphem   die   Kalkspat- 


J)  J  oke  ly  beschreibt  diesen  Granit  im  Jahrb.  d.  k.  k.  geol.  ß.-A.  X,  pag.  375 
und  scheidet  ihn  infolge  seines  weißen  Orthoklases  von  dem  sogenannten  „Granitit". 
der  durch  die  Führung  von  fleischrotem  Orthoklas  charakterisiert  ist.  (Siehe 
darüber  denselben  Band  des  angegebenen  Jahrbuches,  Seite  370.) 

2)  Weinschenk,  „Die  Tiroler  Marmorlager ".  Zeitschrift  für  praktische 
Geologie.  1903,  Heft  4. 

3)  Vogt,  „Der  Marmor  in  bezug  auf  seine  Geologie,  Struktur  und  seine 
mechanischen  Eigenschaften".  Zeitschrift  für  praktische  Geologie.  1898.  4  und  43. 


[431  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  211 

körner  (nach  V  o  g  t)  mit  verhältnismäßig  ebenen  Konturen  aneinander- 
stoßen sollten.  Dagegen  kann  wohl  der  stellenweise  sehr  bedeutende 
Accessorienreichtum  des  Kalksteines  im  Sinne  von  Kon- 
taktmetamorphose gedeutet  werden.  Es  ist  hierbei  zum  Beispiel  die 
reichliche  Olivinführung  und  der  Granatgehalt  der  schwarzen  und 
grünen  Bänder  und  der  Pyroxengehalt  eines  Teiles  der  ersteren  zu 
erwähnen  ;  und  vielleicht  kann  angenommen  werden,  daß  es  sich  bei  den 
Olivinen  der  dunklen  Bänder,  die  bei  ihrer  Serpentinisierung  im  Gegen- 
satz zu  anderen  kein  Eisenerz  ausgeschieden  haben,  um  Forsterit 
handelt,  der  bekanntlich  in  kontaktmetamorphem  Kalkstein  auftritt. 
Ferner  kommen  der  bedeutende  Pyroxenreichtum  desPyroxenkalksteines 
und  dessen  Pyroxen,  Biotit,  Klinozoisit  undEpidot  führende  dunkle  Mine- 
ralkombinationen in  Betracht.  Auch  ist  an  den  reichlichen  Pyroxen  und 
Apatit  des  Glimmerkalksteines,  besonders  aber  an  dessen  Plagopit 
zu  denken,  den  Weinschenk  als  ein  „typisches  Mineral  kontakt- 
metamorpher  Kalke"  bezeichnet1).  Endlich  muß  auch  der  in  der 
weißen  Hauptmasse  des  Kalksteines  gefundene  farblose  Granat,  grüne 
Spinell,  Olivin  und  Chondrodit  erwähnt  werden,  und  besonders  ist 
die  mineralreiche  Einlagerung  des  oberen  Bruches  (zum  Beispiel 
Andalusit,  Pyroxen,  Rutil,  Turmalin,  grüner  Spinell,  Korund)  nicht 
zu  vergessen. 

Auch  die  hangenden  Gesteine  bieten  manche  Erschei- 
nungen dar,  die  mit  Kontaktmetamorphose  zusammenhängen  dürften. 
Es  sei  erinnert  an  die  roten  granatreichen  Flecken  des  Malakolith- 
fels,  an  die  von  Blumrich  in  demselben  Gesteine  gefundenen 
braunen  Granaten,  an  den  Epidotreichtum  des  Chloritschiefers  und 
den  graphitreichen  Tremolitschiefer  mit  seinem  beträchtlichen  Gehalt 
an  grünem  Spinell,  Korund  und  Apatit. 

Es  ist  nicht  unwahrscheinlich,  daß  der  farblose,  optisch  posi- 
tive Glimmer,  der  in  der  weißen  Hauptmasse  des  Kalksteines,  in 
schwarzen  und  grünen  Bändern,  in  dem  schwarzen  Hornblendeserpentin 
und  im  Tremolitschiefer  gefunden  wurde,  als  Kontaktprodukt  aufzu- 
fassen ist.  Schließlich  soll  auch  noch  auf  den  Turmalin  und  Andalusit 
des  Glimmerschiefers,  auf  den  Korund  des  Gneisglimmerschiefers  und 
den  außergewöhnlichen  Epidot-  und  Granatreichtum  des  Hornblende- 
schiefers am  Hundshübel  hingewiesen  werden. 

Es  gibt  also  eine  ganze  Reihe  vo  n  Argumenten,  die 
sicher  mehr  für  Kontakt-  als  für  Regionalmetamorphose 
sprechen  und  die  mit  viel  Wahrscheinlichkeit  gestatten, 
die  Entstehung  des  Kalkkomplexes  und  der  zugehörigen 
Gesteine  auf  eine  Kontaktmetamorphose  des  Granites 
zurückzuführen,  trotzdem  ein  direkter  Kontakt  desselben  mit 
den  in  Betracht  kommenden  Gesteinen  nicht  konstatiert  werden  kann 
und  einige  typische  Kontaktmineralien,  zum  Beispiel  Wollastonit  und 
Vesuvian,  nicht  gefunden  wurden2). 


1)  Weinschenk,  „Die  gesteinsbildenden  Mineralien".  116.  Freiburg  im 
Breisgau  1901. 

2)  Nach  Weinschenk  fehlen  in  den  „unzweifelhaft  kontaktmetamorphen 
Marmorlagerstätten "  Tirols  die  „gewöhnlichen  Mineralien  der  Kontaktmetamor- 
phose". Siehe  die  schon  zitierte  Abhandlung. 

28* 


212  K-  Richter.  [44] 

Den  Schluß  der  Arbeit  sollen  einige  kurze 

geschichtliche  Angaben 

bilden.  Wie  weit  die  Gewinnung  des  Kalksteines  zurückreicht,  wird 
sich  jedenfalls  nicht  mehr  genau  ermitteln  lassen.  Zippe  bringt 
die  unbestimmte  Angabe,  daß  in  den  Raspenauer  Kalksteinbrüchen 
„seit  Jahrhunderten"  schöner,  weißer,  grüngefleckter  Marmor  gewonnen 
und  verarbeitet  werde  *).  Die  älteste  mir  bekannt  gewordene  Nach- 
richt bezieht  sich  auf  das  Jahr  1610,  in  welchem  ein  bei  Raspenau  ge- 
brochener „Marmor  von  weißer  Farbe"  für  das  Mausoleum  teilweise 
verwendet  wurde,  das  Katharina  von  Rädern  ihrem  Gemahl  in  der 
Friedländer  Stadtkirche  bauen  ließ 2).  Im  Urbarium  der  Stadt  Fried- 
land vom  Jahre  1631  wird  unter  der  Rubrik  „Kalkofen"  erwähnt, 
daß  sich  in  Raspenau  ein  Kalksteinbruch  und  daneben  ein  Kalkofen 
befinde3).  1834  sollen  nach  Zippe  „zwei  herrschaftliche  und  fünf 
den  Untertanen  gehörige  Kalköfen"  in  Betrieb  gewesen  sein4).  Sie 
wurden  später  durch  solche  neuer  Konstruktion  ersetzt,  deren  es 
jetzt  zwei  gibt.  Der  erste  derselben  wurde  1851  gebaut.  Von  den 
beiden  größten  gegenwärtig  noch  betriebenen  Brüchen  ist  der  untere 
oder  Ressel'sche  (am  unteren  Ostabhange  des  Kalkberges  gelegen) 
älter  als  der  obere  oder  Wildner'sche  (am  oberen  Ostabhange  des  Kalk- 
berges gelegen),  welch  letzterer  nach  mündlicher  Angabe  1865  ange- 
legt worden  ist.  Jetzt  findet  der  Kalkstein  nur  noch  als  Mauer-  und 
Ackerkalk  Verwendung. 

Die  liegenden  und  vielleicht  auch  die  hangenden  Gesteine 
wurden  einst  auf  Eisenerz  ausgebeutet.  Zu  diesem  Zwecke  bestand 
in  Raspenau  ein  sogenannter  „Eisenhammer",  dessen  Gründung  in 
das  Jahr  1521  fällt.  Nach  verschiedenem  Besitzerwechsel  fiel  das 
Eisenbergwerk  mit  der  ganzen  Herrschaft  Friedland  an  Wallenstein, 
und  es  war  besonders  stark  in  Betrieb  etwa  von  1627  —  1634.  Nach 
Wallensteins  Tode  ging  es  in  den  Besitz  des  Grafen  Matthias  Gallas 
über.  1699  wurde,  wie  es  heißt  infolge  des  Eindringens  von  Wasser, 
jedenfalls  aber,  weil  der  Ertrag  nicht  mehr  lohnte,  die  Gewinnung 
von  Eisen  aufgegeben.  Nachdem  allerdings  in  Friedland  ein  Eisen- 
hammer errichtet  worden  war,  wurde  auch  —  und  zwar  bis  1709  — 
im  Raspenauer  Eisenbergwerk  der  Betrieb  wieder  aufgenommen,  der 
nach  einer  freilich  unverbürgten  Nachricht  sogar  bis  1720  gedauert 
haben  soll5). 


*)  Das  Königreich  Böhmen.  Statistisch-topographisch  dargestellt  von  J.  G. 
Sommer.  Prag.  2.  Bd.  1834.  319. 

2)  Ressel,    „Geschichte  des  Friedläuder  Bezirkes".  Friedland  1902.  91. 

3)  Hei  big,  „Der  Eisenhammer  in  Raspenau1'.  Erschienen  in  der  „Reicheu- 
berger  Zeitung"   1898  in  den  Nummern  vom  6.  und  7.  Januar. 

4)  Diese  Angabe,  welche  sich  in  dem  erwähnten  Bande  von  Sommer's 
„Böhmen"  findet,  soll,  wie  in  Raspenau  eingezogene  Erkundigungen  ergeben  haben, 
allerdings  nicht  auf  Wahrheit  beruhen. 

5)  Speziellere  Angaben  über  den  Betrieb  und  über  die  Schicksale  dieses 
Raspenauer  Eisenbergwerkes  finden  sich  in  der  schon  angeführten  Abhandlung 
von  Hei  big. 


[45]  Der  körnige  Kalk  des  Kalkberges  bei  Raspenau  in  Böhmen.  213 

Erst  nach  langer  Pause,  nämlich  1890,  machte  man  wieder 
einen  und  bis  jetzt  den  letzten  Versuch,  das  Eisenerz  des  Kalk- 
berges auszubeuten,  indem  man  in  den  hangenden  Malakolithfels  auf 
der  Südostseite  des  Berges  einen  Stollen  eintrieb 1).  Aber  da  der 
Befund  den  Erwartungen  nicht  entsprach,  stellte  man  die  Arbeiten 
wieder  ein. 

Die  Untersuchungen  zu  vorliegender  Arbeit  wurden  im  Minera- 
logischen Institut  der  Universität  Leipzig  ausgeführt.  Es  sei  mir  an 
dieser  Stelle  gestattet,  dem  Direktor  desselben,  Herrn  Geheimen 
Rat  Prof.  Dr.  Zirkel,  für  die  Einführung  in  das  Studium  der  Mine- 
ralogie und  für  seine  vielfachen  Unterstützungen  herzlich  zu  danken. 
Ebenfalls  spreche  ich  dem  Assistenten  des  Institutes,  Herrn  Privat- 
dozent Dr.  Reinisch,    für   seine  Unterstützung   meinen    Dank   aus. 


x)  Infolge  des  seitdem  weiter  vorgeschrittenen  Abbaues  des  Kalksteines  ist 
dieser  Stollen,  dem  das  von  Blum  rieh  als  „ Hornblendeschiefer "  oder  „Amphi- 
bolit"   bezeichnete  Material  entstammt,  gegenwärtig  nicht  mehr  zugänglich. 


214  K.Richter.  [46] 


Inhaltsübersicht. 


Seite 

Einleitung 169  [1] 

Literaturangabe 169  [1] 

Geologische  Übersicht 170  [2] 

A.  Der  Kalkkomplex  nebst  seinem  Hangenden  und  Liegenden   ...  171  [3] 

I.  Der  körnige  Kalk 175  [7] 

1.  Die  weiße  Hauptmasse  des  Kalksteines 177  [9] 

2.  Der  dunkle  und  gebänderte  Kalkstein 183  [15] 

3.  Der  Pyroxen-  und  Glimmerkalkstein 185  [17] 

4.  Silikatische  Einlagerungen  im  Kalkstein 187  [19] 

II.  Die  hangenden  und  liegenden  Gesteine 192  [24] 

Das  Hangende: 

1.  Der  Malakolithfels 192  [24] 

2.  Der  Hornblendeschiefer 196  [28] 

3.  Der  Feldspatamphibolit 200  [32] 

4.  Der  Chloritschiefer 202  [34] 

In    den    Zusammenhang   der    hangenden   Gesteine   gehörig :    Der 

Tremolitschiefer 203  [35] 

Das  Liegende   des    Kalksteines    und   der   Hornblendeschiefer   des 

Hundshübeis 205  [37] 

B.  Der  Glimmerschiefer 206  [38] 

C.  Der  Gneisglimmerschiefer 207  [39] 

D.  Der  gestreifte  Gneis 209  [41] 

Genetische  Auffassung 210  [42] 

Geschichtliche  Angaben 212  [44] 


Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina. 

Von  Dr.  Fritz  v.  Kerne  r. 

Mit  einer  geologischen  Karte  in  Farbendruck  und  2  ProfiltafeJn 
(Nr.  VI  [I]— VIT1  [Hl]). 


Vorbemerkung. 

Die  im  folgenden  mitgeteilten  Beobachtungen  sind  das  Ergebnis 
von  etwa  30  Tagesexkursionen,  welche  ich  teils  im  Frühsommer  1902, 
teils  im  Frühlinge  und  Herbste  1903  unternommen  habe.  Die  über- 
wiegende Mehrzahl  dieser  Exkursionen  erfolgte  anläßlich  der  geo- 
logischen Detailaufnahme  des  Blattes  Sinj — Spalato,  in  dessen  Süd- 
hälfte der  größere  Teil  der  Mosor  planina  fällt.  Die  übrigen  Touren 
fanden,  soweit  sie  nicht  zur  kartographischen  Sicherung  der  Süd- 
grenze jenes  Blattes  nötig  waren,  zu  dem  Zwecke  statt,  der  geologischen 
Untersuchung  des  Mosor  einen  Abschluß  zu  verleihen. 

Der  Forschungsreisende  ist  im  Mosorgebiete,  sofern  ihm  nicht 
die  zur  Installierung  eines  Zeltlebens  erforderlichen  Mittel  zu  Gebote 
stehen,  fast  ganz  auf  Gastfreundschaft  angewiesen.  Dieselbe  wurde 
mir  dank  der  die  Bewohner  von  Dalmatien  auszeichnenden  gast- 
freundlichen Gesinnung  in  reichstem  Maß  zuteil.  Ich  fühle  mich 
gedrängt,  gleich  hier  jenen  Herren  meinen  innigsten  Dank  zu  sagen, 
welche  mir  durch  die  liebenswürdige  Aufnahme,  die  ich  bei  ihnen 
fand,  die  geologische  Durchforschung  des  Mosor  ermöglicht  haben. 
Es  sind  dies  die  Herren  P.  Petar  M  i  h  a  n  o  v  i  c ,  Pfarrer  in  Sitno, 
P.  Herculian  Luger,  Pfarrer  in  Srinjine,  P.  Nathalis  Macanovic, 
Pfarrer  in  Dugopolje.  P.  Lukas  Zuljevic,  Pfarrer  in  Srijani,  ferner 
die  Herren  L.  Miotto  in  Kotlenice  und  A.  Skrivanic  in  Almissa 
sowie  auch  Herr  J  e  1  i  c  in  Dolac. 

Die  Mosor  planina  kann  als  ein  für  den  Aufnahmsgeologen  sehr 
dankbares  Arbeitsfeld  bezeichnet  werden.  Hochgradige  Aufgeschlossen- 
heit des  Untergrundes,  Gleichförmigkeit  in  der  Ausbildungsweise  der 
einzelnen  Schichtglieder  und  leichte  Unterscheidbarkeit  derselben  von- 
einander, häufige  deutliche  Erkennbarkeit  der  Schichtlage  und  eine 
weitgehende  Abhängigkeit  des  Reliefs  von  der  Art  und  Lagerungsform 
der  Gesteine,  all'  diese  Wünsche  des  geologischen  Kartographen  gehen 
am  Mosor  in  mehr  oder  weniger  vollkommener  Weise  in  Erfüllung 
und  machen  so  dieses  Gebirge  zu  einem  Eldorado  für  den  Aufnahms- 
geologen.   Die  dem  Meere  zugewandte  Seite  des  Mosor  wird  in  bezug 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.) 


216  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [2] 

auf  die  Berechtigung,  so  gerühmt  zu  werden,  von  den  für  die  geolo- 
gische Kartierung  günstigsten  Gebieten  des  nördlichen  Dalmatien, 
wie  den  Uferlandschaften  der  unteren  Kerka,  dem  Küstengebiete  von 
Sebenico  und  der  zentralen  Zagorje,  kaum  erreicht,  gewiß  nicht 
übertroifen. 

Der  Tektoniker  und  der  Stratigraph  werden  dagegen  in  der 
Mosor  planina  nicht  auf  ihre  Rechnung  kommen.  Das  Dominieren  einer 
der  einfachsten  und  klarsten  Formen  der  Gebirgsstruktur,  der  Faltung, 
und  das  Fehlen  hochkomplizierter  und  kaum  zu  ergründender,  doch 
eben  darum  das  Interesse  im  höchsten  Maße  fesselnder  Störungen 
werden  dem  Tektoniker  die  Mosor  planina  als  ein  nicht  sehr  an- 
ziehendes Terrain  erscheinen  lassen,  es  sei  denn,  daß  ihm  schon  der 
Anblick  des  Ideals  eines  Faltengebirges  eine  Freude  macht.  Der 
Stratigraph  wird  aber  am  Mosor  geradezu  sehr  unbefriedigt  sein,  da 
völliger  Mangel  an  organischen  Einschlüssen  und  schlechte,  zur  Be- 
stimmung unzureichende  Erhaltung  der  Fossilien  für  die  überwiegende 
Mehrheit  der  am  Aufbaue  des  Gebirges  beteiligten  Gesteine  bezeichnend 
sind,  und  jene  Schichtkomplexe,  welche  bestimmbare  Fossilien  führen, 
eine  Gliederung  auf  faunistischer  Grundlage  nicht  zulassen. 

Die  eben  besprocheneu  Verhältnisse  bedingen  es  auch,  daß  der 
Mosor  als  Gegenstand  für  die  verschiedenen  Formen  der  geologischen 
Publikation  sehr  ungleich  geeignet  ist.  Dasjenige,  was  als  publi- 
zistisches Resultat  einer  geologischen  Untersuchung  des  Mosor  in 
erster  Linie  in  Betracht  kommt,  ist  eine  auf  topographischer  Grund- 
lage ausgeführte  geologische  Karte  und  eine  Serie  von  quer  durch 
das  Gebirge  gelegten  Durchschnitten.  Für  eine  geologische  Beschrei- 
bung ist  die  Mosor  planina  dagegen  wenig  geeignet,  da  zu  Fest- 
stellungen, deren  Mitteilung  den  Inhalt  einer  geologischen  Abhandlung 
zunächst  ausmachen  sollen,  wie  Detailprofile  mit  genauer  Angabe  des 
lithologischen  Charakters  der  einzelnen  aufeinanderfolgenden  Gesteins- 
bänke und  mit  Aufzählung  der  in  ihnen  enthaltenen  Fossilien,  sowie 
auch  zu  eingehenden  Erörterungen  über  tektonische  Komplikationen 
teils  wenig,  teils  gar  keine  Gelegenheit  gegeben  ist;  und  anderseits 
jene  geologischen  Verhältnisse,  über  welche  am  Mosor  Notizen  in 
reichster  Zahl  gesammelt  werden  können,  wie  Verlauf  von  Schicht- 
grenzen, Beziehung  derselben  zu  Relieflinien,  Richtung  und  Grad  des 
Schichtfallens,  nur  in  beschränktem  Maße  der  Gegenstand  einer  Mit- 
teilung durch  Worte  sein  können  und  viel  besser  und  weit  voll- 
ständiger  auf  einer  Karte  und  in  Profilen  zur  Darstellung  gelangen. 

Zu  Erörterungen  karstmorphologischen  Inhaltes,  die  auch  in 
einer  geologischen  Gebietsbeschreibung  nicht  ganz  beiseite  zu  lassen 
sind,  bietet  der  Mosor  allerdings  mehrfachen  Anlaß.  Die  Einschaltung 
solcher  Erörterungen  nebst  Hinweisen  auf  paläogeographische  Gesichts- 
punkte reichen  aber  höchstens  dazu  aus,  die  streckenweise  bis  zu 
einem  unerträglichen  Grade  sich  steigernde  Langweiligkeit  der  Auf- 
zählung von  verschiedenen  Kalkvarietäten  und  Einfallswinkeln  etwas 
zu  mildern,  nicht  aber  dazu,  eine  im  großen  und  ganzen  interessante 
Lektüre  herzustellen.  Es  sei  darum  gleich  hier  bemerkt,  daß  die 
folgenden  Zeilen  keine  Bereicherung  der  geologischen  Literatur  um 
eine  spannende  oder   auch  nur  halbwegs   genießbare  Abhandlung  be- 


[31  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  21  7 

deuten  und  nur  den  Zweck  verfolgen,  demjenigen  zu  dienen,  der 
eine  nähere  Orientierung  über  die  geognostischen  Verhältnisse  irgend- 
einer Region  des  Mosorgebirges  wünscht. 


Lage,  Grenzen  und  Einteilung  des  Mosor. 

Die  Mosor  planina  ist  das  nordwestliche  Endstück  des  Gebirgs- 
zuges, welcher  die  dinarisch  streichende  Küste  von  Süd-  und  Mittel- 
dalmatien  begleitet.  Der  Westfuß  des  Mosor  fällt  fast  zusammen  mit 
der  Stelle,  an  welcher  die  dalmatische  Festlandsküste  das  im  Bereiche 
der  Inselvorlagen  schon  in  Mitteldalmatien  herrschende  lesinische 
Streichen  annimmt,  dem  dann  nach  Einschaltung  einer  meridional  ver- 
laufenden Küstenstrecke  in  Norddalmatien  wieder  normales  SO— NW- 
Streichen  folgt: 

Gegen  seine  Umgebung  grenzt  sich  der  Mosor  ziemlich  gut  ab. 
Längs  der  Landseite  bilden  die  Einsenkung  von  Srijani  und  Dolac 
und  das  Dugo  polje  scharfe  Scheiden  gegen  das  benachbarte  Terrain; 
aber  auch  in  dem  dazwischen  liegenden  Gebiete  läßt  sich  eine  Grenze 
unschwer  ziehen,  da  der  Übergang  der  flachwelligen  Dolinenlandschaft 
von  Kotlenice  in  die  unteren  Abhänge  des  Berges  ziemlich  rasch  er- 
folgt. Gegen  W  bilden  der  dem  Jadro  tributäre  Zavlic  potok  und 
weiter  küstenwärts  der  Unterlauf  des  Stobrec  potok  wohlmarkierte 
Grenzen.  Nur  in  dem  dazwischen  liegenden  Gebiete  ist  ein  all- 
mäliger  Übergang  des  Mosor  in  das  Hügelland  der  Kila  östlich  von 
Spalato  vorhanden,   der   eine  exakte  Grenzziehung   illusorisch  macht. 

Verhältnismäßig  schwerer  ist  es,  das  dem  Mosor  zuzurechnende 
Gebiet  gegen  SO  abzugrenzen.  Am  nächstliegenden  erschiene  es,  die 
Stelle,  an  welcher  sich  der  Kamm  des  Mosor  gegen  0  abflacht,  als 
maßgebend  für  eine  Grenzziehung  zu  betrachten.  Da  jedoch  in  den 
dem  Hauptkamme  land-  und  meerwärts  angeschlossenen  Vorbergen 
unterhalb  jener  Stelle  keine  natürlichen  Grenzen  ziehbar  sind  und 
jene  Stelle  nur  für  die  Achse  des  Gebirges  einen  Markstein  darstellt, 
ist  dieselbe  als  Ausgangspunkt  für  eine  Abgrenzung  des  ganzen  Ge- 
birgssystems  nicht  geeignet. 

Am  passendsten  erscheint  es,  als  Ostgrenze  des  Mosor  eine  Linie 
anzunehmen,  die  von  Almissa  über  Zakucac  und  Gata  und  die  Raselka 
nach  Dolac  gornji  verläuft.  Längs  dieser  Linie  wird  das  ganze  meer- 
wärts vom  Hauptkamme  gelegene  Gebiet  durch  einen  tiefen  Einschnitt 
quer  durchtrennt;  die  tiefe  Einsenkung  auf  der  Landseite  des  Ge- 
birges tritt  bei  Dolac  gornji  am  nächsten  an  den  Mosorkamm  heran 
und  letzterer  erleidet  im  Bereiche  der  Einschnürung,  die  so  im  N 
von  Almissa  das  ganze  Bergsystem  erfährt,  eine  rasche  und  bedeutende 
Abnahme  seiner  Höhe,  die  es  gestattet,  den  Sattel  von  Ra§elka  als 
östlichen  Endpunkt  des  eigentlichen  Mosorkammes  anzunehmen  und 
das  noch  folgende  Kammstück,  die  Lisnica,  als  einen  Gebirgsausläufer 
zu  betrachten. 

Der  Anstieg  des  Geländes  vom  Meere  zum  Hauptkamme  des 
Mosor  vollzieht  sich  unter  wiederholten,  sehr  verschieden  großen  Os- 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.)       29 


218  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [4] 

zillationen.  Bald  senkt  sich  das  Terrain  nach  früher  erfolgtem  An- 
stiege wieder  so  bedeutend,  daß  eine  selbständige  Vorkette  und  ein 
Längstal  zustande  kommen,  bald  ist  die  Senkung  im  Vergleiche  zu 
dem  vorher  erfolgten  Anstiege  so  gering,  daß  man  nur  von  einer  Ter- 
rasse mit  erhöhtem  Rande  sprechen  kann. 

Die  Mehrzahl  der  die  Südseite  des  Mosor  durchziehenden  Vor- 
ketten, Längstäler  und  Terrassen  erstreckt  sich  nicht  über  die  ganze 
Längsausdehnung  des  Gebirges.  Zum  Teil  gehen  auch  die  beiden  vor- 
genannten Formen  von  Bodenwellen  ineinander  über,  indem  sich  ein 
Terrassenrand  zu  einem  Bergkamm  aufwölbt  und  der  Boden  der  Ter- 
rasse, ohne  eine  Senkung  zu  erfahren,  sich  in  ein  Längstal  fortsetzt 
oder  indem  sich  eine  Stufe  in  ihrer  Längsrichtung  rasch  senkt,  ihr 
Rand  dagegen  in  derselben  Höhe  bleibt  und  sich  die  Stufe  so  in  ein 
Tal  verwandelt,  ihr  Rand  dagegen,  ohne  an  Höhe  zuzunehmen,  sich 
zu  einer  Vorkette  umgestaltet. 

Nur  die  letzte,  den  Küstensaum  begleitende  Vorkette  erstreckt 
sich  ohne  Unterbrechung  entlang  der  ganzen  Südseite  des  Haupt- 
kammes und  nimmt  dadurch,  daß  sie  die  anderen  Ketten  zugleich  an 
Breite  bedeutend  übertrifft,  eine  Ausnahmsstellung  ein,  die  es  zuläßt, 
diese  letzte  Vorkette  vom  Mosor  im  engeren  Sinne  abzutrennen  und 
als  Poljicaner  Küstengebirge  zu  bezeichnen. 

Auf  der  Landseite  des  Mosor  kommt  es  nur  an  einer  Stelle  zur 
Bildung  einer  Vorkette  und  eines  hinter  ihr  eingreifenden  Längstales ; 
auch  die  Terrassenbildungen  sind  hier  von  weit  geringerer  Entwicklung 
als  am  Südabhange  und  stellenweise  durch  Gehängezonen,  in  denen 
die  Neigungswinkel  mehr  oder  minder  stark  verringert  sind,   ersetzt. 

Im  Hauptkamme  des  Mosor  hebt  sich  ein  höchster  mittlerer  Ab- 
schnitt scharf  von  den  beiden  Seitenteilen  ab.  Da  auch  das  Relief  der 
land-  und  meerwärts  abdachenden  Gehänge  unterhalb  dieses  mittleren 
Kammstückes  verschieden  ist  von  dem  im  W  und  SO,  läßt  sich  das 
ganze  Bergmassiv  des  Mosor  abzüglich  des  Poljicakammes  in  morpho- 
logischer Beziehung  in  drei  Teile  gliedern. 

Der  Kamm  des  Westmosor  erstreckt  sich  vom  Debelo  brdo,  in 
welchem  die  auf  der  Ostseite  der  Gebirgsbucht  von  Clissa  ansteigenden 
Gehänge  gipfeln,  bis  zum  Fuße  des  Berges  Lubljan.  Gegen  N  dacht 
dieses  Kammstück  mit  einem  ziemlich  monotonen,  nur  in  seiner  oberen 
Zone  durch  unvollkommene  Stufenbildung  unterbrochenen  Gehänge 
gegen  das  Dugo  polje  ab.  Gegen  S  erfolgt  der  Abfall  zu  dem  Tale 
des  Stobrec  potok  unter  Einschaltung  einer  breiten,  weit  vortretenden 
Terrasse. 

Das  Mittelstück  des  Mosorkammes  reicht  vom  Westfuße  des 
Berges  Lubljan  bis  zu  der  Einsattlung  des  Luti  kamen.  In  ihm 
erhebt  sich  der  Kulminationspunkt  des  ganzen  Bergmassivs.  Gegen 
NO  ist  diesem  Teile  des  Kammes  ein  Rücken  vorgelagert,  dessen 
höchste  Kuppe,  Jabukovac,  den  Mosorgipfeln  an  Höhe  nicht  viel 
nachsteht.  Vom  Hauptkamme  ist  dieser  Rücken  durch  eine  an 
Trichtern  und  Schlünden  reiche  Einsenkung  geschieden,  gegen  NO 
dacht  er  mit  einem  von  vielen  schmalen  Stufen  unterbrochenen 
Gehänge  zum  dolinenreichen,  flachwelligen  Terrain  von  Kotlenice  ab. 
Die    dem   Meere    zugewandte    Seite    des    zentralen   Abschnittes    des 


[5]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  219 

Mosorkammes  ist  der  am  mannigfaltigsten  geformte  Teil  des  ganzen 
Bergmassivs.  Längs  einer  Linie,  die  durch  die  Mitte  dieses  Teiles 
gezogen  wird,  kann  man  drei  Stufen  und  (abzüglich  des  Poljica- 
kammes)  eine  Vorkette  unterscheiden.  Gegen  NW  erfährt  diese 
Konfiguration  insofern  eine  Änderung,  als  sich  die  mittlere  Stufe  zu 
einem  Hochtale  vertieft  und  die  untere  Stufe  sich  gegen  S  vorschiebt 
und  senkt.  Gegen  SO  zu  tritt  eine  Modifikation  des  in  der  Mittellinie 
vorhandenen  Reliefprofils  dadurch  ein,  daß  sich  der  Rand  der  unteren 
Stufe  zu  einem  hohen  Kamme  aufwölbt  und  die  Vorkette  eine  Ab- 
flachung erleidet. 

Der  Ostabschnitt  des  Mosorkammes  reicht  vom  Luti  kamen  bis 
zum  Sattel  von  Raselka.  Zum  größten  Teile  von  geringerer  Höhe 
als  das  Mittelstück  des  Kammes,  steigt  er  im  Kozik  fast  bis  zur 
Höhe  des  Hauptgipfels  der  Planina  an.  Dieser  Teil  des  Kammes 
dacht  gegen  NO  mit  einem  —  ähnlich  dem  Nordabhange  des  West- 
mosor  —  in  seiner  oberen  Zone  von  Stufen  unterbrochenen  Gehänge 
zur  Einsenkung  von  Dolac  ab.  Meerwärts  ist  ihm  ein  langer  Rücken 
vorgelagert,  der  die  Fortsetzung  des  vorerwähnten,  aus  dem  Rande 
der  unteren  Terrasse    des  Mittelmosor  aufsteigenden  Kammes  bildet. 


Stratigraphisehe  Übersieht. 

Das  älteste  am  Mosor  zutage  tretende  Schichtglied  ist  der 
mittelkretazische  Dolomit,  welcher  in  vielen  Teilen  Dalmatiens  das 
Liegende  des  Rudistenkalkes  bildet.  Er  ist  ein  ungleichmäßig  körniges 
oder  mürbsandiges  Gestein  von  schmutzigweißer  bis  lichtgrauer  Farbe, 
ziemlich  gut  geschichtet,  minder  zerklüftet  und  darum  weniger  wasser- 
durchlässig als  der  Rudistenkalk.  Bei  der  Verwitterung  bildet  er 
stellenweise  grotesk  geformte  Felsen.  Durch  dunklere  Farbe  und 
mildere  Oberflächenformen  hebt  sich  das  Gebiet  des  Dolomits  land- 
schaftlich scharf  von  dem  des  umgebenden  Kalkes  ab.  Die  Grenze 
gegen  letzteren  ist  zumeist  scharf  und  nicht  durch  eine  petro- 
graphische  Übergangszone  vermittelt.  Der  Dolomit  erscheint  in  einer 
Aufbruchszone  in  der  mittleren  Terrasse  am  Südabhang  des  mittleren 
Gebirgsteiles  und  unterhalb  des  Randes  der  breiten  Terrasse  auf  der 
Südseite  des  Westmosor. 

Über  diesem  Dolomit  folgt  der  Rudistenkalk,  welcher  die 
obere  Kreide,  abzüglich  deren  oberster  Horizonte,  vertritt.  Dieser 
Kalk  zeigt  mehrere  verschiedene  Ausbildungsweisen.  Er  ist  teils  sehr 
grobkörnig,  teils  mehr  oder  minder  feinkörnig  bis  dicht.  Seine  Farbe 
schwankt  zwischen  reinem  Weiß  und  lichtgelblich  oder  blaßgrau.  Von 
organischen  Einschlüssen  finden  sich  neben  Foraminiferen  zumeist 
Bruchstücke  von  Radiolitenschalen,  seltener  Reste  von  anderen 
Bivalven  und  von  Gastropoden.  Die  Verteilung  dieser  Einschlüsse  ist 
sehr  ungleichmäßig.  Die  grobkörnigen,  rein  weißen  Kalke  sind  oft 
dicht  von  Schalenfragmenten  erfüllt,  die  dichten  Kalke  häufig  fossil- 
arm. Stellenweise  sind  dem  Rudistenkalke  kleine  Dolomitlinsen  und 
Zonen   von  Breccienkalken   und   mehr   oder   minder   deutlich   plattig 

29* 


220  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [6] 

abgesonderten  Kalken  eingeschaltet.  Die  Hauptmasse  der  ober- 
kretazischen  Kalke  ist  ziemlich  gut  in  dicke  Bänke  geschichtet, 
doch  erscheint  die  Schichtung  oft  durch  das  wüste  Karrenrelief 
undeutlich  gemacht  oder  ganz  verwischt.  Der  Rudistenkalk  ist  das 
am  Aufbaue  der  Mosor  planina  am  meisten  beteiligte  Gestein  und 
bedingt  den  wilden  Karstgebirgscharakter  derselben.  Er  setzt  die 
ganze  Landseite,  den  Hauptkamm  und  die  oberen  Teile  der  dem 
Meere  zugewandten  Seite  der  Planina  zusammen  und  erscheint  über- 
dies in  mehreren  langen  und  breiten  Zügen  in  den  unteren  Partien 
dieser  letzteren  Gebirgsseite. 

Der  Rudistenkalk  wird  nach  oben  hin  breccienartig  und  geht 
dann  in  Trümmerbreccien  und  Konglomerate  über.  Diese  Gesteine 
enthalten  außer  Stücken  von  weißem,  gelblichem  und  grauem  Kreide- 
kalke stellenweise  auch  Fragmente  eines  bräunlichen  Kalkes,  welcher 
eozäne  Foraminiferen  einschließt. 

Bezüglich  der  Form  der  Bestandteile  dieser  klastischen  Gebilde 
zeigen  sich  alle  Übergänge  zwischen  scharfkantigen  Trümmern  und 
völlig  abgerundeten  Kieseln  und  Geschieben.  Die  Größe  der  Frag- 
mente ist  sehr  wechselnd.  Nach  unten  hin  läßt  sich  hier  kein  Grenz- 
wert angeben,  nach  oben  hin  erscheint  er  durch  Blöcke  von  zirka 
1  m3  Rauminhalt  gegeben.  Auch  das  Gefüge  ist  sehr  variabel,  teils 
sehr  kompakt,  teils  mehr  oder  minder  locker. 

Bei  den  kompakten  Breccien  und  Konglomeraten  ist  nur  eine 
sehr  spärliche  oder  gar  keine  Kittmasse  zu  sehen ;  die  lockeren  Kon- 
glomerate und  Breccien  haben  ein  kalkig  sandiges  Zwischenmittel, 
welches  stellenweise  vereinzelte  Nummuliten  führt.  Die  kompakten 
Breccien  und  Konglomerate  sind  sehr  dick  gebankt,  doch  wird  auch 
bei  ihnen  die  Schichtung  oft  durch  das  wüste  Karstrelief  undeutlich. 
Die  lockeren  Breccien  zeigen  eine  ausgezeichnete  Schichtung  in 
ziemlich  dünne  Bänke. 

Diese  klastischen  Gesteine  erscheinen  teils  auf  der  Westseite  des 
Westmosor,  teils  am  Nordostabhang  des  östlichen  Mosor  als  randliche 
Auflagerung  auf  dem  zusammenhängenden  Rudistenkalkkomplex  des 
Hauptgebirges,  teils  besäumen  sie  die  vorerwähnten  isolierten  Streifen 
von  Rudistenkalk  in  der  Vorgebirgszone,  teils  endlich  bilden  sie  selb- 
ständige Züge  innerhalb  derselben.  Ein  Teil  der  Breccien  ruht  dem 
liegenden  Rudistenkalke  sehr  deutlich  diskordant  auf.  An  manchen 
Orten  ist  dagegen  das  Vorhandensein  einer  Diskordanz  nur  wenig 
ausgesprochen  oder  gar  nicht  zu  erkennen. 

In  enger  Verbindung  mit  den  Breccien  und  Konglomeraten 
erscheint  ein  bräunlicher,  sehr  ungleichmäßig  gekörnter  Kalk,  welcher 
eine  ziemlich  spärliche  Mischfauna  von  Milioliden,  Alveolinen,  Nummu- 
liten und  Orbitoiden  aufweist.  An  vielen  Orten  läßt  sich  feststellen, 
daß  dieser  Foraminiferenkalk  eine  etwas  höhere  Position  einnimmt 
als  die  Hauptmasse  des  Konglomerats,  an  anderen  Stellen  hat  man 
den  Eindruck  eines  gegenseitigen  Ineinandergreifens,  beziehungsweise 
einer  gegenseitigen  Vertretung  dieser  beiden  Gesteine.  Am  Nordost- 
fuße des  östlichen  Mosor  erscheint  in  Verbindung  mit  den  Breccien 
des  Kreidekalkes  ein  stellenweise  von  Alveolinen  dicht  erfüllter  Kalk. 


[7]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  221 

Während  die  kompakten  Breccien  und  Konglomerate  zur  Bildung 
plumper,  klumpiger  Felsformen  neigen,  trifft  man  im  Bereiche  des 
Foraminiferenkalkes  sehr  stark  zernagte  Karrenfelder  und  Scherben- 
felder mit  scharfkantigen  Steinen  an.  Die  Breccien  und  Konglomerate 
des  Mosor  sind  zum  größeren  Teile  ins  mittlere  Eozän  zu  stellen 
und  als  ein  ungefähres  Äquivalent  der  tiefsten  unter  den  Promina- 
schichten liegenden  Breccien  zu  betrachten. 

Über  dem  mitteleozänen  Foraminiferenkalke  folgt  am  Mosor  ein 
an  Hornsteinknollen  ziemlich  reicher,  lichtgelber,  dünn  geschichteter 
mergeliger  Kalk.  Je  nach  seinem  geringeren  oder  größeren  Tongehalt 
ist  dieses  Gestein  noch  schlechtweg  als  Plattenkalk,  als  plattiger  Mergel- 
kalk oder  als  Mergelschiefer  zu  bezeichnen.  Es  hat  das  Aussehen 
der  härteren  Mergelschiefer  des  Monte  Promina  und  des  Opor  und 
scheint  wie  letztere  keine  Pflanzenreste  zu  führen.  An  seiner  oberen 
Grenze  erscheinen  stellenweise  dickbankige,  graubraune,  schwach 
bituminös  riechende  Mergelkalke,  welche  sehr  stark  mazerierte  Blatt- 
fetzen und  Steinkerne  von  Gastropoden  von  mitteleozänem  Habitus 
enthalten.  Den  Plattenkalken  sind  an  manchen  Orten  Bänke  von 
Breccien  und  Konglomeraten  eingelagert.  Auf  der  Nordostseite  des 
Poljicaner  Küstengebirges  erscheinen  an  Stelle  der  plattigen  Kalke 
sehr  grobknollige  Konglomerate.  Das  Verbreitungsgebiet  der  mergeligen 
Plattenkalke  sind  die  unteren  Südwestabhänge  und  die  südwestlichen 
Vorketten  des  mittleren  und  östlichen  Mosor.  Sie  erscheinen  hier  in 
langen,  zumeist  schmalen  Zügen  an  den  Rändern  der  Kalk-  und  Kon- 
glomeratzone. 

Über  den  Plattenkalken  folgt  als  jüngstes  von  der  Gebirgs- 
faltung  noch  mitbetroffenes  Schichtglied  der  Flysch.  Er  ist  zum  Teil 
in  reiner  Mergelfazies,  zum  Teil  als  Mergel  mit  Sandsteinbänkchen, 
zum  Teil  in  reiner  Sandsteinfazies  entwickelt.  Die  Flyschmergel  sind 
zumeist  engklüftig  splittrig  und  von  grünlichgrauer  Farbe,  seltener 
mehr  schiefrig,  blättrig  und  schmutziggelb  gefärbt.  Die  stets  sehr  gut 
geschichteten  Kalksandsteine  sind  fein-  bis  grobkörnig  und  grau  oder 
braun  gefärbt.  Als  Einlagerungen  in  den  Mergeln  erscheinen  dicke 
Bänke  von  Breccienkalken  und  Konglomeraten  sowie  von  sandigen 
und  mergeligen  Kalken. 

Der  Flysch  repräsentiert  ein  oberes  quellenführendes  Niveau. 
Sein  Verbreitungsgebiet  sind  die  unteren  Teile  der  Südwestseite  des 
Mosor.  Er  füllt  hier  das  gesamte  zwischen  den  Zonen  der  älteren 
Gesteine  gelegene  Terrain  aus.  Den  Plattenkalken  liegt  er  konkordant 
auf.  Letztere  dürften  ungefähr  an  die  Grenze  von  Mittel-  und  Ober- 
eozän zu  stellen  sein  und  der  Flysch  demnach  dem  Obereozän  an- 
gehören. 

Von  quartären  Ablagerungen  sind  zu  nennen,  Terra  rossa,  vor- 
wiegend am  Grunde  der  zahllosen  Dolmen  im  Rudistenkalke,  Eluvial- 
schutt,  zumeist  im  Gebiete  der  lockeren  Breccien  und  Konglomerate 
(sekundäre  Geröllfelder),  der  Foraminiferenkalke  (Scherbenfelder)  und 
Plattenkalke  (Plattenfelder)  sowie  im  Gebiete  der  Flyschgesteine, 
Gehängeschutt,  besonders  am  Fuße  der  Steilabstürze  der  Terrasse 
von  Kovacevic  stau,  der  oberen  und  mittleren  Terrasse  des  Mittel- 
mosor  und   auf   der  Südwestseite   des   Makirinakammes   und  Poljica- 


222  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [8] 

kammes,  Blockanhäufungen  im  Grunde  tiefer  Einsturztrichter,  Torrenti- 
schotter, hauptsächlich  in  der  Studenica  und  in  der  Strana  bei  Naklice 
sowie  in  den  Rinnsalen  des  Brisine  potok,  Veliki  potok,  Smovo  potok 
und  Bila,  endlich  noch  Kalktuff  in  mächtiger  Entwicklung  am  Ober- 
läufe des  Stobrec  potok  bei  Zernovnica. 


Tektonische  Übersieht 

Die  Mosor  planina  ist  ein  Komplex  von  Falten  und  Flexuren 
innerhalb  des  Gesamtsystems  der  Dinariden.  Das  Streichen  der 
Mosorfalten  ist  dinarisch  und  geht  im  westlichsten  Teile  des  Gebietes 
rasch  in  das  lesinische  Streichen  über,  so  daß  ostwärts  von  Spalato 
ein  gegen  die  adriatische  Senkung  konkaver  Faltenbogen  zustande 
kommt.  In  ihrem  Streichen  zeigen  die  Mosorfalten  verschiedene  Ver- 
änderungen, Aufsteilungen  und  Abflachungen  mit  oder  ohne  Anstieg, 
beziehungsweise  Senkung  der  Faltenachsen  und  dementsprechenden 
Variationen  in  der  Breite.  Auch  gegenseitige  Übergänge  von  Falten 
und  Flexuren  kommen  vor.  Zumeist  sind  diese  Veränderungen  der 
Querprofile  mit  entgegengesetzten  in  den  Nachbarfalten  kombiniert, 
so  daß  es  zu  Erscheinungen  gegenseitiger  Verdrängung  und  gegen- 
seitigen Ersatzes  der  Faltenzüge  kommt.  Die  Mehrzahl  der  Mosor- 
falten ist  asymmetrisch  und  hat  einen  mäßig  steilen  dickeren  Nordost- 
und  einen  sehr  steilen  dünneren  Südwestflügel.  Streckenweise  kommt 
es  zu  partiellem  Schwunde  dieses  letzteren,  doch  sind  Faltenver- 
werfungen  am  Mosor  eine  untergeordnete  Erscheinung. 

Anderseits  treten  auch  annähernd  symmetrische  Schichtauf- 
wölbungen auf.  Ihrer  Struktur  nach  sind  die  Mosorfalten  domförmig. 
Man  kann  bei  ihnen  völlig  flache  Lagerung  in  der  Region  der  Falten- 
achse und  allmälige  Hinabbiegung  der  Schichten  zu  beiden  Seiten 
der  Achsenregion  feststellen.  Knickungen  (Dachstruktur)  und  Zer- 
reißungen in  der  Faltenachse  und  partielle  gegenseitige  Vertikalver- 
schiebungen der  beiden  Faltenflügel  kommen  nur  ausnahmsweise 
vor.  Die  oft  sehr  schön  entwickelte  Domstruktur  der  Faltenzüge  ist 
als  tektonisches  Charakteristiken   der  Mosor   planina   zu    bezeichnen. 

In  bezug  auf  die  Gesteinsarten,  welche  am  Aufbaue  der  Falten 
Anteil  nehmen,  kann  man  das  Gebirgssystem  des  Mosor  in  zwei 
Zonen  gliedern :  in  eine  äußere,  landwärts  gelegene  Zone,  in  welcher 
nur  kretazische  Schichten  vorkommen,  und  in  eine  innere,  meerwärts 
gelegene  Zone,  in  welcher  auch  eozäne  Schichten  an  der  Zusammen- 
setzung der  Falten  beteiligt  sind;  und  zwar  die  mitteleozänen  Ge- 
steine entweder  als  Mantelschichten  in  Falten  mit  kretazischem  Kern 
oder  als  Faltenkernschichten  und  die  obereozänen  Flyschgesteine  als 
Muldenkerne.  Die  erstere  Zone  entspricht  den  Hochregionen  des 
Mosor  und  kann  demnach  als  Hauptfaltenzone  angesprochen  werden, 
die  letztere  entspricht  den  küstenwärts  angereihten  Gebirgsvorlagen 
und  ist  somit  als  Vorfaltenzone  zu  bezeichnen. 

Das  älteste  Schichtglied  des  ganzen  Gebirgssystems,  der  mittel- 


[9]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  223 

kretazische  Dolomit,  tritt  nur  in  der  innersten  Aufwölbung  der  äußeren 
Faltenzone  auf  und  gerät  dadurch  in  die  nächste  Nachbarschaft  der 
obereozänen  Schichten  im  äußersten  Muldeuzug  der  inneren  Falten- 
zone. Es  kehrt  somit  am  Mosor  das  im  norddalmatischen  Küsten- 
lande häufige  Bild  einer  Überschiebung  mit  Mittelflügelresten,  be- 
ziehungsweise einer  Überfaltung  mit  stark  reduziertem  Mittelflügel 
in  sehr  vergrößertem  Maßstabe  und  mit  der  Modifikation  wieder,  daß 
die  dem  oberen  und  unteren  Überschiebungsflügel  entsprechenden 
Schichtmassen  selbst  in  viele  Falten  und  Flexuren  gelegt  sind.  Man 
darf  jedoch,  wenn  man  sich  dieser  Ausdrucksweise  bedient,  nicht  die 
Vorstellung  damit  verbinden,  daß  der  Mosor  das  Ergebnis  zweier 
verschiedener  posteozäner  Faltungsprozesse  sei.  Er  ist  vielmehr  wie 
alle  dalmatischen  Gebirge  durch  die  große  altmiozäne  Faltung  gebildet 
worden. 


I.  Die  Westabhänge  des  westlichen  Mosor. 

Nordwestwärts  von  den  Anhöhen,  welche  den  Salonitaner  Golf 
umrahmen,  türmt  sich  über  einem  aus  mehreren  Pfeilern  zusammen- 
gesetzten Unterbau  der  Gipfel  des  Debelo  brdo  auf.  Der  südwest- 
liche Eckpfeiler  des  Gebirgsgerüstes  wird  durch  den  Felssporn  ober 
Kucine  gebildet,  welcher  in  dem  Hügellande  zwischen  dem  Jadro- 
flusse  und  dem  Stobrec  potok  wurzelt.  Ober  diesem  Felssporne  zieht 
sich  ein  Rücken  gegen  NO  hinan,  der  den  der  Bucht  von  Clissa  zu- 
gekehrten Westabhang  von  der  gegen  Süden  abdachenden  Terrasse 
von  Kovacevic  stan  scheidet.  Der  nordöstliche  Eckpfeiler  des  Ge- 
birgssockels  wurzelt  in  der  Gegend  ober  Clissa.  Von  ihm  steigt  ein 
sehr  schroffer  Grat  gegen  OSO  empor,  der  den  Westhang  des  Debelo 
brdo  von  den  dem  Vucje  polje  zugekehrten  Nordabhängen  dieses 
Berges  trennt.  An  der  Vereinigungsstelle  der  beiden  vorgenannten 
Kammausläufer,  die  den  westlichen  Endpunkt  der  Mosorkette  bildet, 
erhebt  sich,  weithin  sichtbar,  die  ganze  Gegend  von  Salona  und  Spa- 
lato  beherrschend,  der  Westgipfel  des  Debelo  brdo. 

Das  Gehängedreieck,  dessen  Spitze  dieser  Gipfelpunkt  und 
dessen  Schenkel  die  vorgenannten  Kammausläufer  bilden,  wird  von 
mehreren,  zum  Teil  schluchtartigen  Gräben  durchfurcht,  zwischen 
welchen  die  das  Mittelstück  des  Bergabhanges  stützenden  Grundpfeiler 
aufstreben.  Der  größte  dieser  Gräben  zieht  durch  die  Mitte  des 
Gehänges  bis  dicht  unter  die  Gabelung  des  Mosorkammes  hinan  und 
scheidet  so  den  Abhang  in  zwei  bis  zur  Spitze  hinauf  getrennte 
Hälften. 

In  jede  dieser  Abhanghälften  dringt  wiederum  je  ein  in  seinem 
oberen  Teile  sich  gabelnder  Graben  ein.  Vom  mittleren  Graben  sind 
diese  beiden  seitlichen  Talfurchen  durch  zwei  Felsrücken  getrennt, 
die  in  der  Einsenkung  des  Zavlic  potok  unterhalb  Clissa  wurzeln. 
Zwischen  diesem  Potok  und  dem  Jadroflusse  erhebt  sich  noch  ein 
Felskamm,  der  den  am  meisten  gegen  W  vorspringenden  Grundpfeiler 
des  Debelo  brdo  darstellt. 


224  Dr.  Fritz    v.  Kerner.  nm 

In  geologischer  Beziehung  konzentriert  sich  am  Westabhang 
des  Mosor  das  Interesse  auf  das  Vorkommen  von  Breccien,  welche 
speziell  diesem  Gebiete  eigentümlich  sind  und  dem  ihre  Unterlage 
bildenden  Rudistenkalke  diskordant  aufruhen.  Sie  bestehen  aus  zu- 
meist kleinen  eckigen  Fragmenten  dieses  Kalkes,  die  durch  eine 
spärliche  Kittmasse  zusammengehalten  werden. 

In  dieses  Zwischenmittel  sind  mitunter  vereinzelte  kleine  Num- 
muliten  eingeschlossen.  Die  Dimensionen  der  Fragmente  schwanken 
häufig  nur  zwischen  Nuß-  und  Apfelgröße.  Mehr  als  faustgroße  Stücke 
sind  an  manchen  Orten  eine  Seltenheit.  Stellenweise  kommen  auch 
Partien  vor,  die  aus  nur  erbsengroßen  Steinchen  zusammengekittet 
sind.  Die  Farbe  der  Bruchstücke  ist  zumeist  weiß,  seltener  lichtgrau, 
gelblich  oder  bräunlich.  Die  Kittmasse  erscheint  bald  tonig,  bald 
mehr  sandig  und  rostrot  bis  braun  gefärbt. 

Das  hervorstechendste  Merkmal  dieser  Breccien  ist  ihre  aus- 
gezeichnete Schichtung.  Die  Dicke  der  Bänke  schwankt  zwischen 
einigen  Dezimetern  und  einem  Meter,  als  Mittelwert  kann  vielerorts 
etwa  1/2  m  angenommen  werden.  Diese  Schichtung  in  scharf  vonein- 
ander abgesetzte  dünne  Bänke  tritt  beim  Anblick  der  aus  diesen 
Breccien  bestehenden  Gehängeteile  in  einer  höchst  auffälligen  Weise 
hervor,  und  zwar  nicht  bloß  beim  Anblick  aus  der  Nähe,  aus  weiter 
Ferne  noch  kann  man  diese  Breccien  von  ihrer  Unterlage,  dem 
Rudistenkalke,  deutlich  unterscheiden.  Besonders  eigenartig  gestaltet 
sich  das  Bild,  das  man  vor  sich  hat,  wenn  man  den  Westabhang  des 
Mosor  von  Clissa  aus  betrachtet.  Man  gewahrt  hier  eine  Unzahl  von 
dünnen ,  dicht  nebeneinander  hinlaufenden,  mehrfach  gewundenen 
Streifen,  die  in  verschiedenen  Richtungen  die  unteren  Abhänge  des 
Berges  überziehen  und  an  mehreren  Stellen  zungenförmig  in  die 
oberen  Gehängeteile  eingreifen.  Es  dürfte  schwerlich  Fälle  geben,  in 
welchen  die  Lagerung  der  Schichten  das  Bergrelief  so  vollkommen 
und  ausschließlich  beherrscht  wie  hier. 

So  scharf  die  Breccien  an  der  Westseite  des  Mosor  in  ihrer 
typischen  Entwicklung  charakterisiert  erscheinen,  so  gibt  es  doch 
auch  Fälle,  in  welchen  eine  Entscheidung  schwer  ist,  ob  man  noch 
von  solchen  Breccien  sprechen  solle  oder  nicht.  Die  Notwendigkeit, 
eine  solche  Entscheidung  vorzunehmen,  drängt  sich  bei  der  geologi- 
schen Kartierung  des  Gebietes  zwingend  auf.  In  lithogenetischer 
Hinsicht  kann  es  nicht  befremden,  daß  Übergänge  zwischen  den  die 
Kalkmasse  des  Mosor  umhüllenden  verschiedenen  Gesteinsbildungen 
vorhanden  sind. 

An  manchen  Punkten  trifft  man  Felsen  an,  die  das  die  Er- 
kennung der  Schichtlage  oft  ganz  ausschließende  Karrenrelief  des 
Rudistenkalkes  zeigen,  dabei  aber  eine  mehr  oder  minder  deutliche 
klastische  Struktur  erkennen  lassen.  Desgleichen  gibt  es  Übergänge  zu 
dem  Konglomerat  von  Clissa,  so  sehr  auch  dieses  letztere  in  seiner 
typischen  Entwicklung  (klastisches  Gestein  aus  durchwegs  runden, 
sehr  verschiedenfarbigen  Kalkstücken  und  kleinen  dunklen  Horn- 
steinchen)  von  den  Westmosorbreccien  abweicht.  Als  Unterscheidungs- 
merkmal kann  hier  die  Vergesellschaftung  mit  Mergelschichten  gelten, 


ril"|  Geologische  Beschreibung  der  Moaor  planina.  225 

welche  für  die  Konglomerate  der  Clissaner  Bucht  die  Regel,  für  die 
in  Rede  stehenden  Breccien  eine  äußerst  seltene  Ausnahme  ist. 

Der  nordöstliche  Eckpfeiler  des  Debelo  brdo  wird  durch  den 
Rücken  dargestellt,  welcher  sich  ostwärts  von  dem  steilen  Riffe,  den 
das  Sperrfort  Clissa  krönt,  erhebt.  Dieser  Rücken  besteht  aus  Kon- 
glomeraten vom  Typus  jener,  welche  man  bei  Clissa  antrifft.  Neben 
vielem  Schutt  und  Trümmerwerk  bemerkt  man  kleine  Schichtkopfriffe, 
die  auf  der  Kuppe  oben  ein  50—70°  steiles  Einfallen  gegen  Süd 
erkennen  lassen.  Hinter  diesem  Rücken  beginnt  der  schroffe  Grat, 
welcher  die  Nord-  und  Westabdachung  des  Debelo  brdo  scheidet.  An 
seiner  Basis  trifft  man  zunächst  noch  Breccienkalke  und  zertrümmerten 
Rudistenkalk,  der  aber  bald  in  homogenen  Kalk  übergeht. 

Der  landschaftliche  Kontrast  zwischen  dem  aus  Konglomeraten 
aufgebauten  Rücken  und  dem  dahinter  sich  erhebenden  Kalkgrat  ist 
äußerst  scharf. 

Beim  Anstiege  auf  den  letzteren  gerät  man  alsogleich  in  ein 
sehr  wüstes  Karstterrain  mit  großen,  von  vielen  Regenrinnen  durch- 
furchten Felsbuckeln,  zwischen  denen  vielverzweigte  Löcher  und  Klüfte 
in  die  Tiefe  gehen.  Unterhalb  des  Felskopfes  Jame  (637  m)  trifft 
man  zwei  Schlünde.  Der  größere  derselben  ist  zirka  20  m  tief,  oben 
spaltartig  verengt,  unten  erweitert  und  zeigt  einen  ebenen  schuttbe- 
deckten Boden  von  einigen  Metern  im  Geviert.  Was  die  Lagerungs- 
verhältnisse betrifft,  so  kann  man  auf  der  Nordseite  der  Gratlinie  ein 
20°  sanftes  Einfallen  gegen  NW  bis  N  erkennen.  Ob  die  steilen 
Felsflächen  auf  der  Südseite  des  Grates  auch  der  Schichtung  parallel 
sind,  läßt  sich  nicht  mit  Sicherheit  entscheiden.  Die  Gratlinie  selbst 
erscheint  zu  regellos  zerklüftet,  um  einer  bruchlosen  scharfen  Um- 
biegung  der  Schichten  zu  entsprechen. 

Weiter  oben  passiert  man  dann  am  Grate  selbst  zum  Teil 
ziemlich  flache  Felsbuckeln.  Man  hat  dort  mehr  den  Eindruck,  daß 
eine  Bogenfalte  vorliegt,  an  deren  Südwestseite  sich  die  Schichten 
scharf  hinabbiegen.  Wo  aber  gleich  unterhalb  des  Grates  steile  Ab- 
stürze gegen  S.  vorhanden  sind,  scheinen  dieselben  doch  bloßgelegten 
Klüftungsflächen  zu  entsprechen.  Bemerkenswert  ist  hier  und  weiter 
oben  das  sporadische  Vorkommen  von  Ephedragestrüppen  in  dem  fast 
gänzlich  kahlen  Felsterrain. 

Der  oberste  Teil  des  Grates  ist  wieder  schwerer  zu  passieren. 
Gegen  die  Korito  draga,  das  kleine  Hochtal,  in  welches  sich  der 
mittlere  der  drei  in  die  Westseite  des  Debelo  brdo  eindringenden 
Gräben  fortsetzt,  fällt  er  mit  steilen  Hängen  ab,  an  denen,  wie  weiter 
unten,  die  Lagerung  nicht  deutlich  zu  erkennen  ist.  Am  oberen  Ende 
des  westlichen  der  zwei  Äste,  in  welche  sich  die  Korito  draga  spaltet, 
trifft  man  große  Felsplaques,  welche  gegen  N  bis  NW  abdachen  und 
so  die  Schichtlage  markieren. 

Die  Südseite  des  Rückens  an  der  Basis  des  im  vorigen  genannten 
Grates  ist  zum  großen  Teile  mit  Schutt  bedeckt.  Zwischen  der  oberen 
und  unteren  Hüttengruppe  von  Smodlaka  treten  anstehende  Partien 
von  Clissakonglomerat  zutage. 

Das  ostwärts  folgende  Kreidekalkterrain  grenzt  sich  hier  sehr 
scharf  gegen  die  Flyschformation  ab.    Selten  stößt  selbst  in  Dalmatien 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Eeichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.)       30 


226  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [12] 

die  Karstformation  in  ihrer  abschreckendsten  Entwicklung  so  unver- 
mittelt an  das  kultivierte  Land  wie  hier.  Nur  jüngere  Lavaströme  und 
im  Vorrücken  begriffene  Gletscherzungen  bilden  manchmal  Anlaß  zu 
einem  so  unvermittelten  Zusammenstoßen  toter  und  lebender  Natur. 
Ein  Vergleich  mit  Gletschereis,  das  sich  in  gut  bebautes  Land  vor- 
wälzt, drängt  sich  bei  den  erschreckend  wüsten  Kalkfelsmassen  am 
Westfuße  des  Mosor  auch  hinsichtlich  der  Farbe  und  Oberflächenge 
staltung  einigermaßen  auf. 

Nordwärts  vom  Eingänge  in  den  kleinen  Graben  unterhalb 
Smodlaka  sieht  man  Mosorbreccien,  welche  das  Liegende  von  Mergel- 
schichten bilden,  dem  Rudistenkalke  aufruhen.  In  dem  sehr  wüsten 
Kalkterrain,,  das  sich  vom  unteren  Teile  des  Nordwestgrates  herab- 
senkt, trifft  man  zum  Teil  jene  schon  früher  erwähnten  Gesteine  an, 
die  eine  mehr  oder  minder  deutliche  Breccienstruktur  mit  dem  Relief 
des  Rudistenkalkes  kombinieren. 

Entlang  der  Draceva  draga,  dem  nördlichen  der  drei  in  die 
Westseite  des  Debelo  brdo  eingeschnittenen  Tälchen,  erstrecken  sich 
die  Mosorbreccien  bis  in  die  Nähe  des  Nordwestgrates  hinauf.  Sie 
bilden  die  Seitenwände  des  unteren  Talabschnittes,  den  Rücken  zwischen 
den  beiden  Ästen,  in  die  sich  das  Tälchen  weiter  oben  gabelt  und 
treten  dann  noch  im  umkreise  des  obersten  Talkessels  an  drei 
Stellen  auf. 

Auf  dem  flachen  Rücken,  welcher  die  Draceva  draga  nordwärts 
begrenzt,  gelangen  die  Mosorbreccien  zu  typischer  Entwicklung.  Man 
trifft  dortselbst  sehr  ausgedehnte,  zumeist  genau  20°  gegen  WSW  ge- 
neigte Felsflächen,  auf  denen  stellenweise  umfangreiche  Felsplatten 
als  Reste  der  nächsthöheren  Gesteinsbank  aufruhen.  Zuweilen  liegen 
noch  die  Reste  von  mehreren  einander  folgenden  Bänken  überein- 
ander, was  zur  Entstehung  sogenannter  Ruinenreliefs  führt.  Die  Ober- 
flächen dieser  Felsplatten  sind  —  entsprechend  der  Breccienstruktur 
—  schwach  höckerig  und  oft  von  vielverzweigten  Regenrinnen  tief 
durchfurcht.  Weiter  oben  trifft  man  auf  dem  Rücken  viel  Schutt  und 
Trümmerwerk   und   nur   vereinzelte  Felsflächen,    die    20°  SW   fallen. 

Die  Grenze  gegen  den  stark  zerfressenen  Rudistenkalk  am  Ab- 
hänge unter  dem  Nordwestgrate  ist  sehr  scharf.  Sie  nähert  sich  dann 
dem  nördlichen  Hauptaste  der  Draceva  draga  und  folgt  hierauf,  schief 
absteigend,  diesem  mit  großen  abgestürzten  Kalkblöcken  erfüllten 
Tälchen  selbst.  Der  Farbenkontrast  zwischen  den  mit  weißlichgrün- 
blättrigen  Kompositen  reich  bewachsenen  Breccienbänken  und  dem 
fast  kahlen  Kreidekalkterrain  ist  hier  besonders  auffällig.  Am  Rücken, 
der  die  obere  Draceva  draga  von  ihrem  südlichen  Seitenaste  trennt, 
reichen  die  Mosorbreccien  weit  hinauf.  Der  untere  Teil  dieses  Rückens 
ist  mit  vielem  Eluvialschutte  und  einer  reichen  Kompositenvegetation 
bedeckt;  höher  oben  sieht  man  große  Felsflächen,  die  15—20°  gegen 
W  abdachen. 

Dann  folgt  ein  sehr  wüstes  Kreidekalkterrain,  das  nordwärts  bis 
zum  wiederholt  genannten  Taleinschnitte  hinabreicht.  Zur  Linken  des- 
selben lagert  an  der  Südseite  des  Felsvorkopfes  Jame  eine  kleine 
isolierte  Breccienmasse,  die  30°  SW  einfällt.  Ein  zweites  isoliertes 
Vorkommen   von  Mosorbreccien,   das   sich   schon   aus   der  Ferne    als 


[131  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  227 

grünlicher  Fleck  von  seiner  Umgebung  abhebt,  ist  auf  der  rechten 
Seite  des  obersten  Teiles  der  Draceva  draga  anzutreffen.  Die  Ab- 
hänge, welche  hinter  dem  Anfangsstücke  dieser  Draga  zum  Nordwest- 
grate  hinansteigen,  scheinen  aus  mäßig  steil  gegen  SW  abfallenden 
Kalkschichten  zu  bestehen. 

Am  untersten  Teile  des  Rückens,  welcher  die  Draceva  draga 
gegen  Süd  begrenzt,  hat  man  dasselbe  Bild  wie  am  Abhänge  nord- 
wärts von  der  Mündung  dieses  Tälchens.  Auch  hier  sehr  ausgedehnte, 
sanft  gegen  W  abdachende  Gesteinsflächen,  auf  denen  mehr  oder 
minder  umfangreiche  Felsplatten  als  Reste  nächst  jüngerer  Breccien- 
bänke  aufruhen.  Der  unterste  Teil  der  Draceva  draga  selbst  bietet 
ein  geradezu  ideales  Bild  einer  kataklinalen  Talstrecke.  Weiter  auf- 
wärts folgt  am  vorgenannten  Rücken  zerklüfteter  Rudistenkalk,  der 
an  einer   Stelle  nordwärts  bis  gegen    die  Draceva  draga  hinabreicht. 

Talaufwärts  von  dieser  Stelle  stehen  dann  eine  Strecke  weit 
auch  auf  der  Südseite  des  Tälchens  wieder  gut  gebankte  Mosor- 
breccien  an.  Dann  folgt  ein  Zug  von  Kreidekalk,  welcher  vom  Fels- 
kopfe Ostrovac  in  nordwestlicher  Richtung  zur  Draceva  draga  hinab- 
streicht und  noch  auf  die  Nordseite  derselben  übergreift.  Diese  Stelle, 
wo  das  Tälchen  ganz  in  Rudistenkalk  eingeschnitten  ist,  befindet  sich 
ganz  nahe  jenem  Punkte,  an  welchem  es  gegen  Süden  einen  Seiten- 
graben  abgibt.  Auf  der  Nordseite  des  Ostrovac  lagert  im  Bereiche 
dieses  muldig  erweiterten  Grabens  eine  isolierte  Partie  von  Mosor- 
breccien.  Dieselben  fallen  sanft  gegen  WNW  und  sind  stellenweise 
sehr  dünnbankig. 

Am  Rücken  des  Ostrovac  erscheint  es  besonders  schwierig,  die 
Grenze  zwischen  Rudistenkalk  und  den  ihm  diskordant  auflagernden 
Breccien  kartographisch  zu  fixieren.  In  ihrer  typischen  Form  heben 
sich  diese  Auflagerungen  durch  ihre  gute  Bankung  wohl  deutlich  von 
ihrer  Unterlage  ab ;  es  kommen  hier  aber  jene  Übergangsgebilde  zu 
größerer  Entwicklung,  welche  bei  mehr  oder  minder  deutlicher 
Breccienstruktur  ein  wüstes  Karrenrelief  aufweisen. 

Die  Lagerungsverhältnisse  des  Rudistenkalkes  sind  hier  sehr 
schwer  zu  erkennen.  Es  dürfte  sich  beim  Rücken  des  Ostrovac  um 
eine  kleine  Schichtauf faltung  handeln,  deren  beiderseitige  Neigung 
geringer  ist  als  jene  der  beiderseitigen  Gehänge. 

Gegen  Süden  fällt  der  schroffe  Felskopf  Ostrovac  mit  einem 
steilen  Abhang  zu  dem  mittleren  und  größten  der  drei  in  die  West- 
seite des  Debelo  brdo  eindringenden  Gräben  ab.  Dieser  Graben  wird 
in  seinem  schluchtartigen  unteren  Teile  nur  mit  dem  Gattungsbegriffe 
„na  doci"  oder  „dol",  in  seinem  oberen  Teile  als  Korito  draga  be- 
zeichnet. An  der  Mündung  dieses  Grabens  trifft  man  zu  beiden  Seiten 
typische  Mosorbreccien  an.  Zur  Linken  (Nordseite),  woselbst  in  einen 
Fels  eine  römische  Inschrift  eingehauen  ist,  fallen  diese  Breccien 
sanft  gegen  Süden  ein. 

Weiter  taleinwärts  wird  das  steile  Nordgehänge  durch  Rudisten- 
kalk, das  Südgehänge  durch  Breccien  gebildet.  Die  nördliche  Schlucht- 
seite ist  ein  wüstes,  schwer  passierbares  Felsgehänge  ohne  erkennbare 
Lagerung  der  Schichten.  Die  südliche  Talseite  zeigt  dagegen  einen 
schönen   treppenförmigen   Aufbau.    Der   Grund   der   Schlucht  ist  mit 

30* 


228  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [14] 

vielem,  von  Brombeergestrüpp  umranktem  Blockwerk  erfüllt.  Unter- 
halb des  Ostrovac  greifen  die  Breccien  eine  kurze  Strecke  weit  auf 
die  nördliche  Schluchtseite  hinüber.  Weiter  taleinwärts  ist  dagegen 
die  Schlucht,  die  hier  steil  ansteigt,  ganz  in  Rudistenkalk  einge- 
schnitten, da  sich  die  Basis  der  Breccien  auf  der  südlichen  Schlucht- 
seite hinanzieht. 

Jenseits  eines  Vorsprunges,  den  das  südliche  Gehänge  schief 
gegenüber  vom  Ostrovac  bildet,  reichen  die  Breccien  wieder  bis  zur 
Schluchtsohle  hinab,  welche  dort  infolge  ihres  eben  erwähnten  steilen 
Anstieges  viel  höher  liegt  als  unterhalb  jenes  Vorsprunges.  Diese 
Senkung  der  unteren  Brecciengrenze  erfolgt  aber  nicht  allmälig, 
sondern  plötzlich  längs  einer  am  Gehänge  hinabziehenden  Störungs- 
linie, an  welcher  die  Breccienbänke  haarscharf  abgeschnitten  sind. 
Diese  Stelle  bezeichnet  den  Übergang  des  unteren  schluchtartigen 
Teiles  des  in  Rede  stehenden  Grabens  in  den  erweiterten  oberen 
Teil  desselben.  Die  südliche  Begrenzung  des  ersteren  Teiles  wird 
durch  einen  flachen  Rücken  dargestellt,  welcher  in  seiner  Gesamtheit 
aus  Mosorbreccien  besteht;  die  Südseite  des  oberen  Grabenteiles 
wird  dagegen  von  den  Nordabhängen  eines  Grates  gebildet,  welcher 
oberhalb  jenes  Rückens  zum  Südwestgrate  des  Debelo  brdo  ansteigt 
und  fast  ganz  aus  Kreidekalk  besteht.  Während  man  daher  im  unteren 
schluchtartigen  Grabenteile  beim  Anstiege  über  das  Südgehänge  stets 
Mosorbreccien  passiert,  gelangt  man  ober  jenen  Breccien,  welche  an 
der  erwähnten  Bruchlinie  scharf  abschneiden,  bald  wieder  auf  Rudisten- 
kalk. Man  kann  dort  deutlich  sehen,  daß  die  Breccien  diesem  Kalke, 
welcher  30°  NW  fällt,  diskordant  aufliegen. 

Das  Breccienlager  besteht  aus  */4  bis  1/2  m  dicken  Bänken, 
welche  in  ihrem  0 — W-Streichen  eine  schwache  Senkung  gegen  W 
erfahren,  so  daß  das  zirka  15°  sanfte  Einfallen  gegen  WNW  gerichtet 
ist.  Die  Breccie  besteht  hier  aus  zumeist  wallnuß-  bis  erbsengroßen, 
großenteils  eckigen  Fragmenten,  die  durch  ein  spärliches  Zwischen- 
mittel verkittet  sind,  in  welchem  vereinzelte  Nummuliten  liegen. 
Zufolge  seiner  außerordentlich  regelmäßigen  Bankung  und  scharfen 
Abgrenzung  gegen  das  umgebende  Felsgewirre  macht  dieses  Breccien- 
lager am  unteren  Ende  der  Korito  draga  fast  den  Eindruck  einer 
künstlich  ausgehauenen  gigantischen  Felsentreppe. 

Taleinwärts  erstreckt  sich  dieses  Breccienlager  nicht  sehr  weit 
und  es  reicht  dann  der  Rudistenkalk  bis  zu  dem  begrasten  Schutt- 
saume  hinab,  welcher  den  Fuß  der  südlichen  Talseite  begleitet.  Auf 
der  gegenüberliegenden  Seite  hat  man  zu  unterst  eine  mit  magerem 
Rasen  bewachsene  Schuttzone,  in  welcher  an  vielen  Stellen  dünn- 
bankige  10—15°  W  fallende  Breccien  zutage  treten.  Weiter  oben 
folgt  ein  abschreckend  wüstes  Felsgehänge,  das  zum  obersten  Ab- 
schnitte des  Nordwestgrates  des  Debelo  brdo  aufsteigt. 

Die  Sohle  des  Hochtälchens  ist  von  einem  zumeist  trocken 
liegenden  Rinnsale  durchfurcht. 

Etwas  weiter  talaufwärts  trifft  man  vor  der  Mündung  eines 
rechts  (Südseite)  abgehenden  Seitengrabens  auch  auf  der  südlichen 
Talseite  wieder  eine  Anzahl  Breccienbänke,  welche  15°  gegen  NW 
einfallen.    Am   Fuße   des   Grates,   der  sich   zwischen   diesen   Seiten- 


[15]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  229 

graben  und  den  Hauptast  der  Korito  draga  vorschiebt,  liegt  aber  in 
der  begrasten  Talsohle  wieder  eine  Felsmasse  von  Rudistenkalk. 

Im  ziemlich  steil  ansteigenden  Hauptaste  der  Korito  draga  be- 
findet sich  ein  breiter  Wiesenstreif,  der  sich  gegen  das  zu  beiden 
Seiten  aufsteigende  Felsterrain  scharf  abgrenzt.  Man  trifft  hier  stets 
noch  dünnbankige,  zirka  20°  gegen  W  geneigte  ßreccien  bis  zu  einer 
Stelle,  wo  der  Wiesenstreif  inmitten  einer  flachen  Felsmulde,  die  den 
Anfang  der  Korito  draga  darstellt,  sein  Ende  findet.  Im  Grate  auf 
der  Südseite  dieses  Talbeginnes  befindet  sich  neben  einer  schmalen 
Scharte  eine  kleine  Höhle.  Der  breite  Wiesenstreif  ist  mit  vielen 
Blöcken  und  Trümmern  von  Rudistenkalk  bestreut  und  in  seiner 
Mittellinie  von  einem  Aufrisse  durchzogen,  an  dessen  Seiten  unter 
einer  dünnen  Humusdecke  Schutt  sichtbar  ist. 

Der  südliche  Seitenast  der  Korito  draga  steigt  in  seinem  untersten 
Teile  steil  empor,  so  daß  sein  Mittelstück  höher  liegt  und  von  seiner 
Felsumrahmung  weniger  hoch  überragt  wird  als  der  Hauptast.  Der 
Boden  dieses  ziemlich  flachen  Grabens  besteht  zum  großen  Teile 
aus  anstehenden  Felsmassen,  so  daß  es  hier  nicht  zur  Entwicklung 
einer  zusammenhängenden,  mit  Rasen  bewachsenen  Schuttdecke  kommt. 
Typische  Mosorbreccien  fehlen  hier. 

Auf  seiner  Südseite  wird  der  unterste  Teil  dieses  Seitengrabens 
durch  eine  Felswand  begrenzt,  in  deren  zahlreichen  Klüften  eine 
reiche  Moosvegetation  zur  Entwicklung  kommt.  Ober  dieser  Wand 
steigt  das  Terrain  zu  jenem  Vorkopfe  des  Debelo  brdo  auf,  welcher 
den  westlichen  Endpunkt  des  Mosorkammes  darstellt  (939  m)  und 
zufolge  seiner  weit  vorgeschobenen  Lage  einen  wundervollen  Blick 
auf  das  dem  Beschauer  tief  zu  Füßen  liegende  Gelände  von  Salona 
und  Spalato  gewährt.  Das  streng  westlich  streichende  Verbindungs- 
stück dieses  Vorkopfes  mit  dem  Gipfel  des  Debelo  brdo  ist  ein 
schwer  passierbarer  schroffer  Grat  aus  stark  zerworfenen  Felsmassen. 

Die  Lagerungsverhältnisse  sind  in  den  Graten  zu  beiden  Seiten 
der  Korito  draga  nicht  mit  Sicherheit  erkennbar.  Der  mittlere, 
welcher  sich  zwischen  die  beiden  Wurzeln  dieses  Hochtales  vorschiebt, 
scheint  aus  gegen  W  einfallenden  Schichten  zu  bestehen.  Dasselbe 
dürfte  bei  dem  eben  genannten  Grate  im  Süden  der  Korito  draga 
der  Fall  sein.  An  der  Westabdachung  des  letzteren  trifft  man  an 
mehreren  Stellen  zirka  30°  gegen  W  bis  NW  geneigte  Felsflächen, 
die  als  Schichtflächen  zu  betrachten  sind. 

Das  Schichtfallen  wäre  dann  in  jenen  Graten  parallel  zu  deren 
Längserstreckung.  Daneben  dürften  aber  auch  lokale  Schichtwölbungen 
mit  zur  Längsrichtung  der  Grate  paralleler  Achse  vorhanden  sein. 
Am  Südabsturz  des  Grates,  welcher  die  Korito  draga  im  Norden 
begrenzt,  ist  die  Lagerung  der  Kreideschichten  ganz  unklar. 

Am  Rücken  von  Vinci,  welcher  die  untere  schluchtartige  Fort- 
setzung der  Korito  draga  im  Süden  begrenzt,  kommt  das  durch  die 
Mosorbreccien  bediugte  Relief  zu  schärfstem  Ausdrucke. 

Dieser  völlig  kahle  Rücken  zeigt  eine  höchst  auffällige  Streifung 
und  Bänderung  und  übertrifft  betreffs  der  Regelmäßigkeit  derselben 
womöglich  noch  die  Abhänge  zu  beiden  Seiten  der  Draceva  draga. 
Am  Nordabhang   des   Rückens   fallen   die   Breccienbänke   gegen   den 


230  Dr.  Fritz   v.  Kerner.  [16] 

Berg  zu,  eine  deutliche  Treppenform  des  Abhanges  bedingend.  Sie 
zeigen  aber  gleichzeitig  in  der  Streichungsrichtung  0— W  eine  Senkung 
gegen  West,  so  daß  das  Einfallen  südsüdwestlich  ist.  Auf  der  Rücken- 
fläche sind  sie  10°  gegen  West  geneigt.  Höher  oben,  im  Bereich  der 
Wurzelregion  des  Rückens,  südlich  von  der  Stelle,  wo  der  schlucht- 
artige untere  Abschnitt  der  Korito  draga  in  den  oberen  talartig  er- 
weiterten Teil  übergeht,  ist  schwach  hemizentroklinale  Lagerung  mit 
WSW— WNW- Fallen  zu  bemerken.  Arn  Westabhang  des  Rückens 
Vinci  sind  die  Breccienbänke  gleichfalls  10°  sanft  gegen  NW — WNW 
geneigt. 

Südwärts  von  dem  Rücken  Vinci  befindet  sich  der  dritte  jener 
Gräben,  welche  in  die  Westseite  des  Debelo  brdo  eindringen.  Durch 
eine  breite  flache  Vorwölbung,  welche  der  untere  Teil  der  Westab- 
dachung des  wiederholt  genannten  Vorkopfes  des  Debelo  brdo  bildet, 
wird  dieser  dritte  Graben  in  zwei  Äste  gespalten.  Der  größere  nörd- 
liche dieser  beiden  Äste  führt  zu  einer  umfangreichen,  mit  Terra 
rossa  erfüllten  dolinenartigen  Einsenkung  hinauf,  in  welcher  sich  eine 
reiche  Baumvegetation  entfaltet.  Es  ist  dies  die  einzige  Oase  im 
Bereich  der  unwirtlichen  Westabhänge  des  Debelo  brdo,  die  einzige 
Stelle,  wo  der  Wanderer  in  dieser  öden  Felsengegend  Schutz  vor 
Sonnenglut  und  vor  Unwetter  finden  kann. 

Der  Graben,  welcher  zu  dieser  Baumoase  ansteigt,  bezeichnet 
ungefähr  die  südliche  Grenze  jenes  mächtigen  Komplexes  von  Mosor- 
breccien,  welcher  den  Rücken  Vinci  aufbaut. 

Der  Abhang  auf  der  Südostseite  des  Grabens  ist  ein  sehr  wüstes 
Kreidekalkterrain.  Die  Grenze  folgt  jedoch  nicht  überall  genau  dem 
Talwege.  Am  Nordabhange  des  Grabens,  beziehungsweise  am  Süd- 
abfall des  Rückens  Vinci  erscheint  innerhalb  der  Breccienmassen 
ein  Streifen  von  Rudistenkalk,  welchem  eine  schmale,  sehr  steile 
Gehängezone  entspricht.  Man  sieht  die  Breccienbänke  diesem  mauer- 
ähnlichen Kalkzuge  deutlich  aufliegen  und  seinem  Fuße  diskordant 
anlagern. 

Der  kleinere  südliche  der  beiden  Gräben,  welche  den  Westfuß 
des  Debelo  brdo-Vorkopfes  zwischen  sich  aufnehmen,  ist  ganz  in  Ru- 
distenkalk eingeschnitten.  Das  Schichtfallen  ist  hier,  soweit  es  sich 
erkennen  läßt,  mäßig  steil  nördlich. 

Etwas  westwärts  von  diesem  Graben  beginnt  das  dritte  der 
großen  Breccienlager  am  Westfuße  des  Mosor.  Dieses  dritte  Lager 
überdeckt  die  unteren  Westabhänge  jenes  Rückens,  welcher  die  untere 
Kovacevicterrasse  gegen  West  begrenzt.  Die  Ostgrenze  dieses  Lagers 
ist  ziemlich  scharf  und  zieht  sich  in  einer  Entfernung  von  ungefähr 
150  m  vom  vorigen  Graben  am  Abhänge  empor.  Die  obere  Grenze 
ist  streckenweise  nicht  gut  im  Detail  verfolgbar;  sie  verläuft  wellig, 
indem  die  Breccien  bald  höher,  bald  weniger  hoch  am  Abhänge 
hinaufreichen. 

Die  Mosorbreccien  fallen  hier  20 — 25°  gegen  N  bis  NNW  ein. 
Ihre  Schichtköpfe  verlaufen  in  der  Neigungsrichtung  des  Gehänges, 
so  daß  die  durch  sie  gebildeten  Stufen  in  der  Streichungsrichtung 
des  Gehänges  von  WSW  gegen  ONO  aufeinanderfolgen.  Größere, 
polygonal   zerklüftete  Felsflächen    trifft   man   besonders   im  östlichen 


[17]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  231 

Teile  dieses  Breccienlagers.  Mehr  gegen  SW  zu  ist  das  mit  einer 
mäßig  reichen  Wachholdervegetation  hekleidete  Gehänge  zum  großen 
Teile   mit   den  Zerfallsprodukten  früherer  Breccienbänke   überstreut. 

Gegen  SW  reicht  diese  Breccienmasse  bis  zu  jener  Schlucht, 
welche  in  der  östlichen  Verlängerung  des  Jadrotales  liegt.  Die  Nord- 
ostwand dieser  Schlucht  zeigt  einen  sehr  markanten  treppenförmigen 
Aufbau.  Die  langen,  den  Breccienbänken  entsprechenden  Felsstufen 
senken  sich  gegen  NW  in  der  Kichtung  gegen  die  Schluchtmündung, 
so  daß  das  Einfallen  mehr  nördlich  als  nordöstlich  ist.  Der  Steilrand, 
längs  welchem  die  nordöstliche  Schluchtseite  mit  dem  gegen  NW  ab- 
dachenden, mit  Juniperus  bewachsenen  Gehänge  zusammenstößt,  wird 
durch  den  mauerähnlichen  Schichtkopf  einer  mächtigen  Breccienbank 
markiert.  An  diesem  Steilrande  trifft  man  als  Einlagerung  zwischen 
zwei  dicken  Breccienbänken  eine  schmale  Zone  von  gelbem,  im  Bruche 
grauem  Mergelschiefer.  Die  Breccien  bestehen  hier  aus  kantigen 
weißen  Kreidekalkfragmenten  von  sehr  verschiedener  Größe.  Auch 
Gesteinspartien  aus  sehr  kleinen  Splittern  kommen  vor.  Das  Binde- 
mittel ist  eine  bräunliche,  sandige  Masse. 

Nach  abwärts  setzt  sich  dieser  Steilrand  in  jenen  Grat  fort, 
dessen  Ende  sich  bis  zu  der  Vereinigungsstelle  des  Zavlic  potok  mit 
dem  Jadro  vorschiebt. 

Dieser  Grat  baut  sich  bereits  aus  einem  Schichtkomplex  auf, 
welcher  einen  oftmaligen  Wechsel  von  klastischen  Gesteinen  und 
Mergeln  zeigt,  wie  er  für  die  Gebirgsbucht  von  Clissa  charakteristisch 
ist.  Die  ersteren  sind  hier  betreffs  der  Form  der  Fragmente  mehr 
als  Konglomerate  denn  als  Breccien  zu  bezeichnen  und  verraten  sich 
als  fluviatile  Bildungen  auch  durch  die  lithologische  Verschieden- 
artigkeit ihrer  Bestandteile. 

Am  letzten  Vorkopfe  des  Grates  trifft  man  45°  NO  fallende  kom- 
pakte weiße  Breccien  an,  dann  folgen  Sandsteine,  grauer  Kalk,  Flysch- 
mergel  und  wieder  weiße  Breccien  und  grauer  Kalk.  In  der  Um- 
gebung der  Kapelle  Sv.  Ivan  stehen  mäßig  steil  gegen  ONO  ein- 
fallende Konglomerate  aus  weißen,  gelblichen  und  rötlichen  Kalk- 
stücken an.  Am  Südabhang  des  Grates  sieht  man  viel  Flyschmergel 
aufgeschlossen.  Der  wilde  Felszirkus,  aus  dessen  Grund  der  Jadrofluß 
hervorquillt,  besteht  aus  jenen  festen  weißen,  oft  von  bläulichen 
Flecken  und  Adern  durchsetzten  Breccien,  welche  ich  nach  diesem 
Fluß  benannt  habe. 


II.  Die  Nordabhänge  des  westlichen  Mosor. 

Das  im  folgenden  zu  schildernde  Gebiet  umfaßt  die  Nordseite 
des  Grates,  welcher  aus  der  Gegend  ober  Clissa  zum  Debelo  brdo 
aufsteigt  und  die  nördliche  Abdachung  des  Kammes,  welcher  sich  von 
dieser  Kuppe  bis  zum  Berge  Lubljan  hinzieht.  Letzterer  Kamm  dacht 
gegen  das  Dugo  polje  ab,  wogegen  der  von  ihm  gegen  WNW  ab- 
gehende Grat,  zu  einer  Tiefenzone  abfällt,  welche  in  der  westlichen 
Fortsetzung  des  Dugo  polje  liegt.  Der  östliche  Teil  dieser  von  flachen 
Dolinen  erfüllten  Zone  wird  durch  einen  niedrigen  Riegel  vom  nördlich 


232  Dr-  Fritz  v-  Kerner.  [18] 

anstoßenden  Vucje  polje  getrennt.  Der  westliche  Teil  der  Zone  wird 
durch  den  Kocino  brdo  abgegrenzt. 

Die  Nordseite  des  Westmosor  ist  wohl  der  in  jeder  Hinsicht  am 
wenigsten  interessante  Teil  des  ganzen  Bergmassivs.  In  geologischer 
Beziehung  ist  allerdings  die  ganze  Nordflanke  des  Mosor  infolge  ihrer 
ausschließlichen  Rudistenkalkbedeckung  und  einfachen  Tektonik  wenig 
anziehend;  am  Nordabhange  des  Mittelmosor  bietet  aber  wenigstens 
die  ziemlich  mannigfaltige  Terraingestaltung  einige  Abwechslung  und 
auch  der  Nordabfall  des  Ostmosor  gewährt  zufolge  seiner  größeren 
Steilheit  einen  interessanten  Anblick.  Das  hier  zu  schildernde  Gebiet 
ist  aber  auch  in  morphologischer  Beziehung  ziemlich  monoton  und 
ohne  landschaftliche  Reize. 

Der  Nordwestgrat  des  Debelo  brdo  dacht  gegen  N  mit  einem 
sehr  einförmigen  Gehänge  ab,  das  nur  in  der  Mitte  seines  Fußteiles 
durch  eine  isolierte  Kuppe,  die  Gradina  sutain,  unterbrochen  wird. 
In  den  Nordabhang  des  Kammes,  der  sich  vom  Debelo  brdo  zum 
Lubljan  hinzieht,  sind  dagegen  drei  Terrassen  eingeschaltet,  jene  von 
Simic  staje,  jene  von  Rogosic  staje  und  die  Gebirgsstufe  westlich  von 
der  Kuppe  Trnavac  nebst  der  weiter  westlich  gelegenen  Terrasse  von 
Korito. 

Der  Rücken  ober  Clissa,  welcher  die  Basis  des  Nordwestgrates 
des  Debelo  brdo  bildet,  besteht,  wie  schon  im  vorigen  Abschnitte  er- 
wähnt wurde,  aus  Clissakongloraerat.  Gegen  N  dacht  er  zu  jenem 
Taleinschnitte  ab,  der  sich  hinter  dem  genannten  Orte  in  das  Karst- 
plateauland vorschiebt  und  eine  Seitennische  der  Clissaner  Bucht 
darstellt. 

Die  Ostseite  des  inneren  Teiles  dieser  Nische  wird  durch  einen 
Sporn  von  Kreidekalk  gebildet,  welcher  aus  dem  Karstplateau  bei  Grlo 
gegen  Süden  vorspringt.  Vom  Nordrande  des  Konglomeratrückens  wird 
die  Spitze  dieses  Spornes,  auf  welcher  die  Reste  eines  alten  Wacht- 
turmes  stehen,  durch  einen  kleinen  Paßeinschnitt  getrennt,  über  welchen 
ein  Pfad  zu  den  Hütten  von  Miovilovic  hinüberführt.  Auf  diesem  Passe 
stehen  sehr  stark  verbogene  und  verquetschte  Flyschgesteine  an,  welche 
steil  gegen  N  einfallen. 

In  der  östlichen  Fortsetzung  des  aus  Konglomeraten  aufgebauten 
Rückens,  dessen  Nordabhang  von  vielen  Schichtkopf riffen  durchzogen 
ist,  liegen  terrassierte  Äcker,  in  welchen  die  Humusunterlage  aus 
eluvialem  Schutt  besteht.  Die  untere  Grenze  dieses  gegen  N  ab- 
dachenden Kulturterrains  ist  von  der  Terra  rossa-Mulde  am  steilen 
Ostrande  des  Kreidekalkspornes  bei  Miovilovic  durch  eine  schmale 
Zone  von  anstehendem  Konglomerat  getrennt.  Diese  Zone  setzt  sich 
—  einige  Terra  rossa-Felder  in  sich  schließend  —  und  zum  Teil  mit 
Gebüsch  bewachsen  bis  halbwegs  zwischen  Rizvan  und  Kurtovic  gegen 
ONO  fort. 

Man  hat  hier  typisches  Clissakonglomerat  mit  kleinen  dunklen 
Hornsteinen,  welche  auf  den  Gesteinsflächen  häufig  ausgewittert  sind. 

Südwärts   von    dieser  Zone   erhebt  sich   bei  Rizvan   ein  kleiner 
Felskopf,  Am  Nordabhange  desselben  trifft  man  stark  zerrissene  Fels 
massen   von  Rudistenkalk.     Auf   seiner  dem  Mosorgrate   zugekehrten 
Südseite  ist  das  Gestein  mehr  breccienartig.  Zwischen  diesem  Felskopfe 


H9]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  233 

und  dem  Fuße  des  Gehänges,  das  zum  Grate  des  Mosor  aufsteigt, 
lagern  ostwärts  von  einer  sehr  umfangreichen  Terra  rossa-Mulde  schön- 
gebankte  Breccien,  die  mehr  gegen  den  Felskopf  zu  10°  sanft  nach 
WNW  und  mehr  gegen  den  Fuß  des  Mosorgrates  hin  noch  sanfter 
gegen  WSW  einfallen. 

Auf  der  Ostseite  des  Felskopfes  bei  Rizvan  begrenzt  sich  dieses 
Breccienlager  mit  einem  gegen  0  konvexen  Bogen.  Die  diskordante  An- 
lagerung der  dort  10 — 15°  gegen  NW  bis  WNW  einfallenden  Breccien- 
bänke  an  den  umgebenden  RudistenkaLk  ist  sehr  deutlich  zu  erkennen. 

Im  flachen  Steingefilde,  das  sich  zwischen  der  Glavica  bei  Rizvan 
und  der  Gradina  sutain  am  Nordfuße  des  Mosor  ausbreitet,  trifft  man  vor- 
zugsweise lichtgrauen  dichten  Kreidekalk,  der  stellenweise  zu  plattiger 
Absonderung  neigt.  Dieses  von  zahlreichen  Dolinen  erfüllte  Karstterrain 
ist  reich  an  großen  schönen  Karrenformationen.  Das  Einfallen  der 
Schichten  ist  sanft  nördlich.  Seine  Bezeichnung  Zelena  verdankt  der 
östliche  Teil  dieser  Karstlandschaft  der  ziemlich  reichen  Vegetation, 
in  welcher  hier  sommergrüne  Eichen  stark  vertreten  sind. 

Am  Abhänge,  der  von  diesem  Steinfelde  zum  Nordwestgrate  des 
Debelo  brdo  aufsteigt,  tritt  demjenigen,  der  die  Nordseite  des  Mosor 
in  der  Richtung  von  W  gegen  SO  durchstreift,  zum  erstenmal  ein 
geomorphologischer  Typus  vor  die  Augen,  welcher  weiter  ostwärts,  vor- 
nehmlich an  den  Nordgehängen  des  Lubljan  und  Jabukovac  zu  noch 
schärferer  Entwicklung  kommt  und  der  geradezu  als  Charakteristiken 
der  Nordseite  des  Mosor  zu  bezeichnen  ist.  Es  ist  diejenige  Ober- 
flächenform eines  Berggehänges,  welche  dann  zustande  kommt,  wenn 
ein  in  dicke  Bänke  abgesonderter  Gesteinskomplex  mit  einer  schwächeren 
Neigung,  als  jene  des  Gehänges  ist,  gleichsinnig  mit  diesem  abdacht. 

Während  treppenförmige  Gehänge,  welche  durch  sanft  gegen  das 
Gebirge  zu  einfallende,  gut  gebankte  Schichten  hervorgerufen  werden, 
in  Norddalmatien  häufig  in  schöner  Ausbildung  und  großer  räumlicher 
Erstreckung  anzutreffen  sind,  kommt  jene  Stufung  der  Gehänge,  die 
infolge  exokliner  Lagerung  der  Schichten  auftritt,  ziemlich  selten  und 
nur  lokal  zu  deutlicher  Entwicklung.  Am  Nordabhange  der  westlichen 
und  mittleren  Mosor  planina  ist  sie  aber  eine  regionale,  das  ge- 
samte Landschaftsbild  oft  ausschließlich  beherrschende  Erscheinung. 
Der  Anblick  einer  solchen  durch  exokline  Lagerung  bedingten  Stufung 
ist  von  der  durch  endokline  Schichtlage  veranlaßten  ganz  verschieden. 
Bei  letzterer  hat  man  eine  deutliche  Felstreppe  vor  sich  mit  mehr 
oder  minder  scharf  voneinander  abgesetzten,  weithin  verfolgbaren 
Stufen.  Bei  sanfter  exokliner  Lagerung  nehmen  aber  Schichtflächen 
und  Denudationsflächen  von  Schichtköpfen  abwechselnd  an  der  Zu- 
sammensetzung des  Gehänges  Anteil.  Dieser  Wechsel  ist  indessen 
nicht  so  regelmäßig,  daß  man  —  derselben  Isohypse  folgend  —  stets 
über  Schichtflächen  oder  stets  über  Schichtköpfe  schreiten  würde.  Es 
wechseln  infolge  ungleichmäßiger  Abtragung  auch  in  der  Streichungs- 
richtung Schichtflächen  und  Schichtkopfflächen  miteinander  ab. 

Letztere  lassen  ihre  Zusammensetzung  aus  schiefen  Durchschnitten 
von  aneinanderstoßenden  Gesteinsbänken  manchmal  nur  schwer  er- 
kennen, indem  es  zu  gar  keiner  Stufenbildung  kommt.  Das  Karren- 
relief trägt  das  Seinige  dazu  bei,    die   Schichtung   zu  verwischen,   so 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt.,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.)       31 


234  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [20] 

daß  es  nicht  immer  möglich  ist,  mit  Sicherheit  festzustellen,  ob  man 
sich  auf  einer  Schichtfläche  oder  auf  einer  schiefen  Durchschnitts- 
fläche einer  Gesteinsbank  befindet.  An  Gehängen  mit  eiulokliner 
Lagerung  wird  man  hingegen  darüber  kaum  je  im  Zweifel  sein. 

In  vielen  Fällen  sind  aber  doch  auch  bei  exokliner  Lagerung  die 
einzelnen  Schichtköpfe  voneinander  abzugrenzen  und  beim  Gesamt- 
anblicke der  Abhänge  auf  der  Nordseite  des  Mosor  tritt  der  Aufbau 
aus  übereinander  folgenden  Gesteinslagen  ziemlich  gut  hervor.  Blickt 
man  an  einem  so  beschaffenen  Gehänge  bergaufwärts,  so  zeigt  sich 
eine  mehr  oder  minder  deutliche  Segmentierung  in  horizontale  Fels- 
bänder, die  den  Durchschnittsflächen  der  einzelnen  Kalkbänke  ent- 
sprechen, und  zwar  wird  infolge  des  angenäherten  Zusammenfallens 
des  Gesichtswinkels  mit  der  Schichtneigung  der  Anblick  einer  Quer- 
streifung auch  dann  vorhanden  sein,  wenn  die  Demarkationslinien  der 
einzelnen  Gesteinsbänke  einen  sehr  welligen  Verlauf  nehmen,  be- 
ziehungsweise dieselben  Bänke  in  sehr  wechselnder  Höhe  abgeschnitten 
sind.  An  einem  Gehänge  mit  endokliner  Lagerung  würde  letzterer 
Umstand  bei  bergaufwärts  gerichtetem  Blicke  sich  sogleich  durch 
Sichtbarwerden  einer  Nische  oder  ausgebrochenen  Stelle  in  dem 
Stufenbau  verraten.  Beim  Blick  bergabwärts  ist  dagegen  bei  exokliner 
Lagerung  meist  keine  Stufung  und  Quergliederung  wahrnehmbar,  da 
man  dann  die  Trennungslinien  der  Bänke  größtenteils  nicht  zu  Gesicht 
bekommt. 

Auf  eine  besondere  Eigentümlichkeit  dieser  exoklinen  Abhänge 
der  Nordseite  des  Mosor  soll  gleich  hier  aufmerksam  gemacht  werden. 
Es  ist  das  häufige  Erscheinen  nasser  Streifen  oder  der  Residuen 
derselben,  nämlich  schmaler,  mit  feinem  eingetrockneten  Schlamm 
überzogener  schmaler  Bänder  auf  den  stärker  geneigten  Felsflächen. 
Diese  Streifen  gehen  von  querverlaufenden  feinen  Ritzen  oder  klaffenden 
Spalten  aus  und  finden  sich  zuweilen  in  größerer  Zahl  nebeneinander. 
Im  Zusammenhange  mit  diesen  Streifen  trifft  man  zumeist  eine  reiche 
Laubmoosvegetation. 

Man  hat  hier  jene  Erscheinung  vor  sich,  die,  wenn  sie  in  größerem 
Maßstabe  auftritt,  den  einfachsten  Fall  der  Quellbildung  repräsentiert. 
Die  Erscheinung  tritt  am  Mosor  in  sehr  verschieden  starker  Ent- 
wicklung auf.  Neben  Stellen,  wo  sich  nur  kurze  Zeit  nach  heftigem 
Regen  ein  nasser  Streifen  einstellt  und  die  meiste  Zeit  hindurch  nur 
ein  trockenes  Schlammband  sichtbar  ist,  gibt  es  solche  Punkte,  wo 
selbst  noch  eine  Woche  nach  einem  letzten  Regen  etwas  Wasser 
rieselt.  Letzterer  Fall  setzt  das  Zusammentreffen  mehrerer  günstiger 
Umstände  voraus:  das  Vorhandensein  einer  Gesteinsbank,  die  bis 
weit  in  den  Berg  hinein  von  keiner  offenen  Spalte  durchsetzt  ist,  und 
eine  derartige  Gruppierung  der  Klüfte  in  den  Hangendschichten,  daß 
durch  dieselben  eine  möglichst  große  Menge  von  Niederschlägen  auf 
jene  unterste  Bank  gelangen  kann,  und  eine  solche  Gestalt  der  Ober- 
fläche dieser  letzteren,  daß  eine  Sammlung  der  Wassermengen  in  eine 
einzige  Abflußrinne  stattfindet. 

Es  wird  Sache  individueller  Auffassung  sein,  ob  man  die  hin- 
sichtlich der  Dauer  und  Quantität  der  Wasserführung  günstigsten  Stellen 
am  Nordabhang  des  Mosor  (sie  gehören  dem  mittleren  Gebirgsteile  an) 


[21]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  235 

schon  als  sehr  schwache  regellos  intermittierende  „Quellen"  gelten 
lassen  will  oder  nicht.  Es  hängt  davon  die  prinzipielle  Beantwortung 
der  Frage  ab,  ob  man  von  „Quellen  im  Rudistenkalk"  sprechen  könne 
oder  nicht.  Auf  Grund  der  bisherigen  Erfahrungen  in  Gebieten,  welche 
nicht  die  am  Nordmosor  vorhandenen ,  für  Quellbildung  günstigsten 
Bedingungen  aufweisen,  mußte  diese  Frage  bis  jetzt  stets  in  ver- 
neinendem Sinne  beantwortet  werden.  In  praktischer  Hinsicht  ist  in 
einem  so  erschreckend  wüsten  Felsterrain,  wie  es  der  Mosor  darstellt, 
jede  zutage  tretende  Wasserspur  von  hohem  Werte.  Die  Häufigkeit 
des  Auftretens  der  nassen  Streifen  und  Schlammbänder  ist  der 
Deutlichkeit  der  Schichtung  nicht  proportional.  Es  gibt  Regionen,  wo 
trotz  vollkommener  Entwicklung  des  im  vorigen  erörterten  Gehänge- 
typus nasse  Streifen  und  Moospolster  nur  sehr  selten  anzutreffen 
sind ;  es  sagt  dies  nur,  daß  gute  Schichtung  und  starke  Zerklüftung 
kombiniert  sein  können.  Anderseits  sind  in  verworrenen  Felsterrains 
zuweilen  viele  feuchte  Stellen  und  eine  reiche  Moosflora  zu  finden. 
In  den  letzteren  Fällen  kann  der  Moosreichtum  als  Erkennungsmittel 
der  Lagerungsweise   dienen. 

Am  Nordabhange  der  Vidakova  greda  (oberer  Teil  des  Nord- 
ostgrates des  Debelo  brdo)  fallen  die  Kalkbänke  15 — 20°  gegen  N. 
Im  Gegensatze  zu  manchen  sehr  felsigen  Partien  der  nördlichen 
Gebirgsseite  hat  dieser  Abhang  viele  zum  Teil  miteinander  in  Ver- 
bindung stehende  Rasenflecke  zwischen  den  Felsflächen  eingeschaltet 
und  ist  daher  leicht  zu  begehen. 

Die  Gradina  sutain  (der  Spezialkarte),  auch  Sutina  gradina  und 
Veliki  suse  (487  m)  ist  ein  zirka  150  m  ziemlich  steil  über  seine 
Umgebung  aufragender,  großer  Hügel  am  Nordfuße  des  Debelo  brdo. 
Die  Südseite  dieses  Hügels  besteht  aus  zerworfenen  Felsmassen,  an 
denen  die  Lagerung  nicht  erkennbar  ist;  auf  der  flachen  Hügelkuppe 
scheint  horizontale  Schichtlage  vorhanden  zu  sein.  Das  Nordgehänge 
ist  in  tektonischer  Hinsicht  wieder  unklar;  vermutlich  hat  man  mäßig 
steiles  WNW-  und  NW-,  vielleicht  auch  N-Fallen  vor  sich.  Im  Terrain 
nördlich  der  Gradina  sutain  dürfte  flache  Lagerung  vorhanden  sein. 
Der  kleine  Hügel  (389  m)  nordostwärts  von  der  Gradina  scheint  aus 
zirka  30°  gegen  NW  geneigten  Schichten  zu  bestehen.  Zwischen 
diesem  Hügel  und  dem  Doppelhügel,  welcher  an  der  Südwestecke 
des  Dugo  polje  aufragt,  liegt  ein  flaches  Felsterrain,  in  welchem  man 
die  Lagerung  nicht  erkennen  kann.  Östlich  von  diesem  Doppelhügel, 
bei  Smodlaka  ist  sanftes  nördliches  Einfallen  konstatierbar.  Der  Kalk 
ist  hier  ziemlich  gut  geschichtet.  Weiter  ostwärts  wird  die  Schichtung- 
weniger  deutlich  und  nimmt  an  Steilheit  zu:  45— 60°  Einfallen  gegen 
Nord.  Der  ostwärts  von  Smodlaka  in  das  Dugo  polje  vorspringende 
Felssporn  besteht  aus  sehr  mangelhaft  geschichteten  Kalkmassen. 

Östlich  von  der  Gradina  sutain  trifft  man  teils  gut  gebankte 
Kalke,  die  mittelsteil  gegen  NO  fallen,  teils  undeutlich  geschichtete 
Kalkmassen,  die  zur  Entwicklung  einer  Felswildnis  Anlaß  geben.  In 
dieser  Gegend  befindet  sich  unfern  der  Hütten  von  Balic  eine  große 
Höhle.  Ihr  durch  ein  flach  bogiges  Felstor  gebildeter  Eingang  ist 
etwa  25  m  breit  und  10  m  hoch. 

Von  diesem  Tore  zieht   sich  in  südöstlicher  Richtung  ein  zirka 

31* 


236  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [22] 

35°  geneigter  Kanal  hinab,  der  bei  15  m  hoch  und  bis  gegen  30  m 
breit  ist.  Der  Eingang  und  der  Boden  dieses  großen  Felskanals  ist 
mit  wüstem  Blockwerk  hoch  bedeckt,  die  gewölbte  Decke  mit  spär- 
lichen Tropfsteiuleisten  überzogen.  Dieser  Kanal  verengt  sich  dann 
auf  15—5  m  Breite  und  10 — 8  m  Höhe  und  ändert  zugleich  seine 
Richtung  in  SSO.  Der  Boden  dieses  unteren  zirka  25  m  langen 
Höhlenganges  ist  sehr  uneben  und  mit  großen  Sinterklötzen  besetzt, 
auf  welchen  kurze  Stalagmiten  stehen.  Zur  Rechten  gewahrt  man 
eine  hohe  Tropfsteinsäule  und  hinter  derselben  an  der  Höhlenwand 
einen  hübschen  Sinterüberzug.  Die  Höhle  ist  sehr  feucht,  da  an 
vielen  Stellen  von  der  Decke  Wasser  abtropft.  Im  Eingangsteile 
trifft  man  ein  üppiges  Staudendickicht,  im  unteren  Grottenteile  sehr 
viel  Moos-  und  Algenvegetationen  an.  Man  wird  hier  bezüglich  des 
Gesamtbildes  an  den  äußern  Teil  der  später  zu  erwähnenden  Grotte 
von  Kotlenice  erinnert  und  möchte  fast  vermuten,  daß,  so  wie  dort, 
auch  hier  in  größeren  Tiefen  reich  mit  Tropfsteinbildungen  gezierte 
Hohlräume  vorhanden  seien.  Es  ist  darüber  aber  nichts  bekannt  und 
auch  am  Fond  der  Höhle  keine  Spalte  offen,  die  einen  Weg  ins 
Innere  weisen  würde. 

Die  Hütten  von  Baue  stehen  am  Fuße  eines  mächtigen  Berg- 
vorsprunges, der  in  einer  663  m  hohen  Kuppe  kulminiert.  Oberhalb 
der  Gradina  sutain  wölben  sich  an  der  Nordseite  des  Debelo  brdo 
gleichfalls  zwei  schmale  Abhangrücken  auf,  welche  einen  tiefen  Graben 
einschließen.  Zwischen  dem  östlichen  dieser  beiden  Rücken  und  dem 
großen  Bergvorsprunge  ober  Balic  kommt  so  eine  breite  und  flache, 
gegen  unten  sich  verschmälernde  Einmuldung  des  unteren  Mosor- 
abhanges  zustande.  Auf  der  Rückseite  derselben  trifft  man  viele  um- 
fangreiche 10 — 15°  gegen  N  einfallende  Felsschichtflächen.  Da  hier 
das  Gehänge  selbst  sehr  sanft  und  durchschnittlich  mit  dem  Neigungs- 
winkel der  Schichten  abdacht,  kommt  hier  ein  anderes  morpholo- 
gisches Bild  zustande,  als  an  der  Vidakova  greda  weiter  westwärts. 
Auf  der  Kuppe  des  Gehängevorsprunges  ober  der  Gradina  sutain 
liegen  die  Schichten  horizontal  und  biegen  sich  gegen  N  und  0  sanft 
hinab.  An  der  Ostseite  der  Kuppe  trifft  man  große  flache  Felswülste 
mit  vielen  scharfrandigen,  durch  Regenwasser  ausgewaschenen  Becken. 
Auf  der  Rückenfläche  des  großen  Bergvorsprunges  ober  Balic  kon- 
statiert man  vorzugsweise  sehr  sanftes  Einfallen  gegen  NNO  bis  N 
und  völlig  horizontale  Schichtlage  mehr  als  lokalen  Befund.  Betreffs 
der  lithologischen  Beschaffenheit  der  Kalke,  welche  diese  Region 
aufbauen,  sei  bemerkt,  daß  in  den  untersten  Gehängezonen  dichte, 
mehr  bergaufwärts  körnige,  rudistenreiche  Kalke  dominieren ;  lokal 
kommen  auch  weiße  Breccien  mit  in  die  Kittmasse  eingeschlossenen 
Rudistentrümmern  vor. 

Oberhalb  jenes  beiläufig  bei  600  m  liegenden  Niveaus,  in 
welchem  sich  die  erwähnten  Beigvorsprünge  entwickeln,  zieht  sich 
ein  sehr  einförmiges,  von  keinerlei  Vorsprüngen  und  Furchen  unter- 
brochenes Gehänge  zur  Terrasse  von  Korito  hinan.  Dasselbe  gliedert 
sich  in  eine  untere  und  obere  steile  und  eine  mittlere  sanft  abdachende 
Zone,  welch  letztere  weiter  ostwärts  in  der  Gebirgsterrasse  von 
Rogosic  ihre  Fortsetzung  findet.    An  diesem  Abhänge  lernt  man  zum 


[231  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  237 

erstenmal  zwei  anthropogeographische  Eigentümlichkeiten  der  Nord- 
seite des  Mosor  kennen.  Es  sind  dies  kleine  Kornfeldchen  und  sehr 
primitive  kleine  mit  Stroh  gedeckte  Steinhütten.  Erstere  sind  mit 
möglichster  Ausnützung  des  gesamten,  nicht  von  Fels  bedeckten  Bodens 
angelegt  und  setzen  sich,  da  die  mit  Erdreich  ausgefüllten  Zwischen- 
räume der  Felsen  oft  räumlich  sehr  beschränkt  sind,  aus  winzigen, 
zuweilen  kaum  1  m  im  Geviert  messenden,  zum  Teil  getrennten, 
zum  Teil  konfluierenden  Fleckchen  zusammen.  Stellenweise  werden 
allerdings  durch  Aufführung  von  kleinen  Mauern  und  künstliche  Aus- 
füllung der  hinter  diesen  liegenden  Vertiefungen  etwas  größere  Par- 
zellen hergestellt.  Dieselben  folgen  manchmal  in  größerer  Anzahl 
übereinander,  eine  künstliche  Terrassierung  der  Abhänge  bedingend. 
Diese  Kornfeldchen  am  Nordabhang  des  Mosor  bedeuten  wohl  die 
denkbar  fleißigste  Ausnützung  eines  jeder  ökonomischen  Verwertung 
feindlichen  Gebietes  für  den  Ackerbau. 

Im  Frühlinge  verleihen  diese  Kornfelder  den  Abhängen  des 
Mosor  auf  weite  Strecken  hin  einen  grünlichen  Schimmer.  Im  Sommer 
weicht  derselbe  der  lichtgelben  Farbe  des  reifenden  Getreides,  welche 
sich  in  den  Augen  der  Poeten  zum  „Ährengold"  verklärt  hat.  Unter 
den  verschiedenen  Versuchen,  die  auffällige  Erscheinung  zu  erklären, 
daß  ein  so  wüstes  Karstgebirge  wie  der  Mosor  in  der  Römerzeit  den 
stolzen  Titel  Mons  aureus  erhielt,  befindet  sich  auch  einer,  welcher 
die  Bezeichnung  Goldberg  auf  den  durch  reife  Kornfelder  bedingten 
güldnen  Glanz  der  Abhänge  zurückführt,  und  noch  ein  anderer, 
welcher  das  Ährengold  im  übertragenen  Sinne  auf  den  durch  Acker- 
bau zu  gewinnenden  Wohlstand  bezieht.  Beide  Erklärungsversuche 
erscheinen  so  wenig  befriedigend,  wie  einige  andere  später  zu  er- 
wähnende. 

Ober  dem  vorhin  genannten,  teilweise  mit  Kornfeldern  über- 
deckten Abhänge,  in  welchem  die  Schichten  mehr  oder  weniger  steil 
gegen  N  einfallen,  breitet  sich  die  Terrasse  von  Korito  aus.  Diese 
ist  ein  etwa  1  km  langes  und  1/2  km  breites,  stark  welliges  Fels- 
terrain mit  vielen  von  Terra  rossa  erfüllten  kleinen  Mulden. 


III.  Die  Nordostabhänge  und  der  Kamm  des 
westlichen  Mosor. 

Das  ostwärts  von  dem  Bergvorsprunge  ober  Balic  befindliche 
Gehänge  steigt  zu  dem  östlichen  Teile  des  Westmosor,  dem  Grate  des 
Plisevac  empor.  Dieses  Gehänge  ist  durch  drei  mehr  oder  minder 
deutlich  ausgeprägte  Stufen  unterbrochen.  Vom  Südrande  des  mittleren 
Dugo  polje  steigt  das  Terrain  ziemlich  steil  zu  einer  unteren  Gebirgs- 
terrasse  an,  die  sich  aus  einem  tieferen  westlichen  und  einem  höheren 
östlichen  Teile  zusammensetzt.  Am  Rand  des  ersteren  erhebt  sich  die 
flache  Kuppe  Na  brdac  zu  395  m.  Am  Nordfuße  dieser  Kuppe  fallen 
die  Bänke  des  Rudistenkalkes  zum  Teil  —  wie  weiter  westwärts  — 
steil  gegen  Nord,  zum  Teile  30—40°  gegen  West  bis  Nordwest  ein. 
Man  konstatiert  einen  wiederholten  Wechsel  dieser  beiden  Lagerungs- 
weisen. Auf  der  Ostseite  und  auf  der  Kuppe  des  Na  brdac  trifft  man 


238  Dr-  Fritz  v-  Kerner.  [24] 

einen  dünnbankigen,  sehr  gut  geschichteten  Kalk  mit  Einlagerungen 
von  Plattenkalken.  Derselbe  zeigt  30 — 35°  steiles  nördliches  Einfallen. 
Östlich  vom  Na  brdac  sind  am  Rande  des  Dugo  polje  gegenüber 
dem  auf  der  Nordseite  des  Polje  gelegenen  Hügel  von  Sv.  Mihol 
mehrere  30 — 45°  gegen  NW  einfallende  Felsflächen  zu  sehen.  Der 
steile  Abhang,  der  von  hier  zum  östlichen  höher  gelegenen  Teile  der 
unteren  Terrasse  aufsteigt,  besteht  aus  sanft,  zum  Teil  nur  10—15° 
gegen  NNO  einfallenden  Bänken  eines  blaßbräunlichen  dichten,  an 
Fossilspuren  armen  Kalkes. 

Der  westliche  tiefere  Teil  der  unteren  Gebirgsterrasse  (zirka 
400  m  hoch),  auf  welchem  die  Hütten  von  Simica  stehen,  ist  ein  flach- 
welliges, von  Terra  rossa-Flecken  durchsetztes  Felsterrain.  Die 
Schichten  fallen  hier  sehr  sanft  gegen  N,  lokal  scheint  schwebende 
Lagerung  einzutreten.  Im  östlichen  Teile  der  Simicaterrasse  (zirka 
440  m  hoch),  an  dessen  Rand  ein  Felskopf,  Vela  gradina,  zu  480  m 
aufragt,  trifft  man  verworrenes  Felswerk;  erst  am  Südrande  sind  zirka 
5°  gegen  N  geneigte  Schichtflächen  zu  sehen. 

Das  Gehänge,  welches  diese  untere  Terrasse  von  der  nächst 
höheren  trennt,  setzt  sich  aus  einem  steilen  unteren  und  einem  sanft 
geneigten  oberen  Teile  zusammen.  Am  ersteren  trifft  man  wieder  den 
für  die  Nordseite  des  Mosor  bezeichnenden  Gehängetypus  angedeutet. 
Die  Schichtflächen  fallen  etwa  15  —  20°,  das  Gehänge  25—30°,  zum 
Teil  steiler  ein.  Weiter  bergaufwärts,  ober  einer  Gruppe  von  drei 
kleinen  Hütten,  ist  der  genannte  Typus  ziemlich  gut  entwickelt.  Noch 
weiter  aufwärts  ist  dann  eine  Koinzidenz  von  Gehänge-  und  Schicht- 
neigung wahrzunehmen.  Die  weiter  unten  an  vielen  Stellen  sichtbaren 
Sickerwasserstreifen  und  Moospolster  fehlen  hier  fast  ganz.  Die 
Einfallswinkel  sind  hier  20 — 25°,  weiter  ostwärts  30 — 35°. 

Im  Bereiche  der  nun  folgenden  Terrasse  von  Rogosic  staje  ist 
eine  bedeutende  Abflachung  des  nördlichen  Einfallens,  lokal  selbst 
sanftes  südwestliches  Einfallen  erkennbar.  Das  Relief  des  westlichen 
Teiles  dieser  Stufe  ist  verschieden  von  dem  der  anderen  Terrassen 
dieser  Gegend  und  nähert  sich  mehr  demjenigen,  das  man  in  den 
höchsten  Teilen  des  mittleren  Mosor  antrifft.  An  Stelle  seichter,  in 
ein  Netz  von  flachen  Rücken  eingesenkter  Mulden  treten  hier  tiefe 
steilwandige  Dolinen,  die  durch  ziemlich  schmale  Felsbrücken  von- 
einander geschieden  werden.  Die  steilen  Seitenwände  dieser  letzteren 
zeigen  vertikale  Trennungslinien,  die  man  stellenweise  für  Schicht- 
fugen halten  möchte.  Ihre  Rückenflächen  sind  jedoch  auch  dann, 
wenn  sie  quer  zum  Schichtstreichen  verlaufen,  oft  von  langen  glatten 
Felswülsten  gebildet,  ein  Umstand,  der  auf  flache  Lagerung  hinweist. 
Denn  würden  diese  Brücken  schmale,  aus  einem  steil  gestellten  Schicht- 
komplex herausgeschnittene  Streifen  sein,  so  müßten  sie  im  letzteren 
Falle  (wenn  sie  quer  zum  Schichtstreichen  verlaufen)  doch  auch  auf 
ihren  Rückenflächen  Andeutungen  von  Segmentierung  zeigen.  Es  ist 
in  der  Tat  auch  näher  liegend,  anzunehmen,  daß  dieses  Auftreten 
steiler  Oberflächenformen  an  Stelle  der  vorherrschenden  sanften  nicht 
durch  eine  Einschaltung  steil  gestellter  Schichten,  sondern  durch  eine 
abweichende,  zu  stärkerer  Zerklüftung  neigende  Beschaffenheit  des 
Gesteines  verursacht  sei. 


[25]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  239 

Der  steile  Hang,  der  die  Terrasse  von  Rogosic  von  der  dritten 
obersten  Terrasse  trennt,  zeigt  wieder  deutlich  den  Nordmosortypus. 
An  diesem  Hange  und  im  Bereiche  der  seinem  Fuße  vorliegenden 
Terrasse  trifft  man  da  und  dort  auch  Breccien  an  Stelle  homogener 
Kalke,  so  zum  Beispiel  bei  den  westlichen  Hütten  der  Rogosic-Alm. 
Die  nun  folgende  breite  Bergterrasse  am  Westfuße  der  Kuppe  Trnavac 
(999  m)  entspricht  wieder  einer  von  sekundären  Wellungen  durch- 
setzten Abflachung  der  Schichten  im  Nordflügel  der  großen  Falte, 
welche  den  Westmosor  aufbaut. 

Ebenso  wie  in  der  weiter  westwärts  in  fast  gleicher  Höhe 
gelegenen  Stufe  von  Korito  sind  auch  hier  in  das  flache  Felsterrain 
sehr  viele  kleine  Terra  rossa-Mulden  eingesenkt.  Zwischen  beiden 
Stufen  liegt  eine  weite  Mulde  mit  unebenem  Boden,  die  nach  außen 
durch  einen  Rücken  abgeschlossen  wird,  der  die  Ränder  der  beiden 
Gebirgsstufen  verbindet.  Dieser  Rücken  entspricht  einer  Schichtflexur. 
In  seinem  westlichen  Teile  liegen  die  Schichten  in  der  Mitte  völlig 
flach. 

Hinter  dem  gegen  Süden  ausgebauchten  Südrande  des  östlichsten 
Dugo  polje  ist  der  untere  Teil  des  Mosorgehänges  in  der  Höhe  der 
vorhin  erwähnten  Simicaterrasse  durch  keine  Stufe  und  auch  durch 
keine  Zone  sanfterer  Neigung  unterbrochen.  Am  Rande  des  Polje 
fallen  die  Schichten  am  NO-Fuße  der  Vela  gradina  20°  gegen  NO, 
südwärts  von  Gavranovic  30°  gegen  NNW.  Beim  Aufstieg  über  das 
ziemlich  gut  mit  Hopfenbuchen  bewachsene  Gehänge  trifft  man  hier 
sehr  stark  zerworfenes  Felsterrain ;  man  kann  nur  mühsam  sanftes 
Nordfallen  der  Kalkbänke  erkennen.  Das  weiter  ostwärts  gelegene 
Gebiet  ist  schon  dem  Mittelmosor  zuzurechnen. 

Die  Unterscheidung  des  Mosor  in  drei  Teile  gründet  sich,  wie 
eingangs  schon  erörtert  wurde,  auf  das  Verhalten  des  Hauptgebirgs- 
kammes,  dessen  mittlerer  Teil  hoch  über  seine  beiden  Seitenteile 
aufragt.  Eine  Grenzziehung  zwischen  dem  westlichen  und  mittleren 
Teile  des  Mosorkammes  wird  dadurch  noch  natürlicher,  daß  diese 
beiden  Kämme  gar  nicht  ihre  unmittelbaren  gegenseitigen  Fort- 
setzungen bilden.  Der  Kamm  des  Westmosor  läuft  gegen  Ost  in  eine 
Kuppenreihe  aus,  die  sich  an  die  Südseite  des  mittleren  Kammteiles 
anlehnt,  so  daß  der  westliche  Fußpunkt  des  letzteren  nordwärts  vom 
ersteren  zu  liegen  kommt.  Auf  dem  Nordgehänge  des  Gebirges  ist 
keine  in  die  Augen  springende  Grenze  zwischen  dem  westlichen  und 
mittleren  Gebirgsteile  vorhanden.  Dagegen  ist  für  den  Nordfuß  des 
Gebirges  eine  scharfe  Grenze  durch  den  östlichen  Endpunkt  des  Dugo 
polje  gegeben.  Will  man  eine  Trennung  zwischen  den  dem  West- 
und  Mittelmosor  zuzurechnenden  Partien  der  nördlichen  Gebirgsflanke 
vornehmen,  so  wird  man  sich  deshalb  an  solche  untergeordnete  Relief- 
linien halten,  die  der  geraden  Verbindungslinie  des  Westfußes  des 
mittleren  Mosorkammes  mit  dem  Ostende  des  Dugo  polje  möglichst 
nahe  liegen. 

Im  oberen  Teile  des  Abhanges  ergibt  sich  dann  zunächst  die 
große,  bis  nahe  an  den  Kamm  einschneidende  Vertiefung  südöstlich 
von  der  Kuppe  Trnavac  als  Grenze  und  weiter  abwärts  jener  Graben, 
der  östlich  von  den  Vorstufen    des  Trnavac  zum  Westrand  der  Ter- 


240  Dr.  Fritz    v-  Kerner.  [26] 

rassen  von  Jurenic  staje  und  Perisic  staje  hinabzieht.  Von  hier  kann 
man  als  Grenze  die  Ostseite  jenes  Abhanges  betrachten,  der  hinter 
dem  Südrande  des  östlichsten  Dugo  polje  ansteigt.  Bevor  jedoch  die 
eintönige  Darstellung  der  ostwärts  von  dieser  Grenzlinie  gelegenen 
Teile  der  monotonen  Nordseite  des  Mosor  fortgesetzt  wird,  sollen  vor- 
erst der  Kamm  und  die  Südseite  des  Westmosor  beschrieben  werden. 

Der  westlichste,  lesinisch  streichende  Abschnitt  der  Kammregion 
des  Westmosor  besteht  aus  mehreren  breiten,  flachen  Kuppen,  die 
ihm  die  Bezeichnung  Debelo  brdo  oder  Debeljak  eingetragen  haben. 
An  der  äußersten  von  diesen  Kuppen  (1043  m),  welche  einen  weiten 
Rundblick  über  das  Gebiet  von  Spalato  gewährt  (der  indessen  nicht  so 
umfassend  ist  wie  jener  von  dem  früher  erwähnten  Vorkopfe  989  w), 
läßt  sich  flache  periklinale  Schichtlage  erkennen.  Auf  ihrem  Nord- 
abhange  ist  an  einigen  Stellen  das  Abschneiden  der  Schichtköpfe  am 
Gehänge  und  im  Zusammenhang  damit  eine  ziemlich  reiche  Moosflora 
vorhanden.  Auf  der  östlichen  Nachbarkuppe  zeigt  sich  das  Zusammen- 
fallen des  morphologischen  mit  dem  tektonischen  Bilde  in  ganz  be- 
sonders schöner  Weise.  Man  sieht  hier  eine  schwachgewölbte  Kuppe 
mit  großen,  ringsum  sanft  abfallenden  Felsflächen,  in  denen  große 
scharfrandige  Becken  ausgewaschen  sind.  Desgleichen  ist  auf  der 
ostwärts  sich  anschließenden  Kuppe  (1017  m)  eine  flach  domförmige 
Lagerung  der  Schichten  deutlich  sichtbar.  An  der  Nordseite  dieser 
Kuppe  findet  aber  wieder  ein  Abschneiden  der  Schichtköpfe  an 
einem  steilen,  moosigen  Abhänge  statt. 

Von  der  neben  ihr  aufsteigenden  vorgenannten  Kuppe  zieht  ein 
Grat  nordwärts  zu  der  Terrasse  von  Korito  hinab.  Derselbe  scheidet 
die  Nordseite  des  Debelo  brdo-Gipfels  in  zwei  Kare.  (Dieses  Wort  im 
morphologischen,  nicht  im  genetischen  Sinne  gebraucht.)  Am  Fuße  des 
westlichen  befindet  sich  eine  umfangreiche  Mulde,  deren  Boden  zum 
größeren  Teile  felsig  ist,  wogegen  im  Grunde  des  östlichen  Kares  eine 
Wiesenmulde  liegt.  Gegen  Süd  dacht  der  Gipfel  des  Debelo  brdo 
mit  einem  sehr  einförmigen ,  wüsten  Felsgehänge  ab ,  an  welchem 
ein  mäßig  steiles  Südfallen  stellenweise  erkennbar  ist.  Auf  der  Süd- 
ostseite der  Kuppe,  von  welcher  nordwärts  der  Grat  abzweigt,  beob- 
achtet man  lokal  den  grobkörnigen  weißen,  unvollkommen  plattigen 
Kalk,  welcher  auf  dem  Kamme  des  Ostmosor  zu  größerer  Entwicklung 
kommt.  Die  Hauptmasse  des  Debelo  brdo-Gipfels  ist  aber  dichter, 
weißer,  stark  zu  Schrattenbildung  neigender  Kalk  mit  nicht  gerade 
spärlichen,  jedoch  recht  schlecht  erhaltenen  Rudistenresten. 

Durch  einen  kleinen,  zwischen  Felsen  eingeschnittenen  Engpaß 
vom  Debelo  brdo  getrennt,  erhebt  sich  im  Kamm  des  Westmosor  ein 
zweiter  Gipfel  (1061  m),  genannt  Medovina,  der  im  Gegensatze  zu 
dem  ersteren  schroff  aufsteigt.  Im  Bereiche  dieses  Gipfels  vollzieht 
sich  die  Drehung  der  Streichungsrichtung  des  Mosorkammes  aus 
W — 0  in  NW — SO.  Die  Lagerung  der  Schichten  der  Medovina  ist 
unklar,  vermutlich  fallen  sie  mäßig  steil  gegen  Nord.  Am  Abhang 
weiter  ostwärts,  welcher  zur  Mulde  zwischen  den  Terrassen  von 
Korito  und  Trnavac  abdacht,  ist  30°  steiles  nördliches  Einfallen  zu 
konstatieren. 

Jenseits  des  vorgenannten  Gipfels  erhebt  sich  der  lange,  schon 


["27]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  241 

dinarisch  streichende  Grat  des  Plisevac,  auch  Kunjevada  genannt. 
An  diesem  Grate  ist  hemiperiklines  Einfallen  von  N  über  NW 
nach  W  vorhanden.  Je  nachdem  sich  die  Gratlinie  mehr  gegen  NO 
oder  SW  ausbiegt,  fällt  sie  noch  in  den  Bereich  von  mehr  gegen  N 
oder  schon  in  den  von  gegen  W  einfallenden  Schichten.  Dazwischen 
trifft  man  Stellen,  wo  die  Schichten  in  der  Gratrichtung  einfallen 
(gegen  NW).  An  der  Südwestseite  des  Plisevac  fallen  die  Schichten 
gleichsinnig  mit  dem  Gehänge  ein.  Auf  der  Ostseite  seines  Gipfels 
(1077  m)  befindet  sich  eine  mit  Trümmerwerk  erfüllte  Mulde. 

Gegen  SO  setzt  sich  der  Plisevac  in  einen  Grat  fort,  an  dessen 
Nordostseite  20 — 25°  steiles  Einfallen  der  Schichten  gegen  N  zu  kon- 
statieren ist.  Längs  dem  nordöstlichen  Fuße  dieses  Grates  zieht  sich 
eine  längliche  Einsenkung  hin,  jenseits  welcher  ein  breiter  Rücken 
liegt,  dem  drei  große  Felskuppen  aufgesetzt  sind.  Gegen  N  fällt 
dieser  Rücken  zu  einer  zweiten  tiefer  gelegenen  Muldenzone  ab,_  in 
welche  viele  Rasenflecken  eingestreut  sind.  Trotz  ihrer  trostlosen  Öde 
besitzt  diese  reich  gegliederte  Gebirgsregion  für  denjenigen,  der 
totenstarre  Felslandschaften  in  ihrer  stimmungsvollen  Größe  und  Er- 
habenheit zu  schätzen  weiß,  einen  eigentümlichen  Reiz.  In  geologischer 
Hinsicht  wird  man  hier  durch  die  oft  unerwartet  großen  Schwierig- 
keiten, Klüftung  und  Schichtung  zu  unterscheiden,  vor  Langweile  be- 
wahrt. In  den  Kalkmassen  am  Nordabhange  des  Plisevac  bemerkt 
man  steil  zur  Tiefe  gehende  Trennungslinien  und  ist  versucht,  die- 
selben für  Schichtfugen  anzusehen ;  dann  läßt  sich  ganz  nahe  von 
diesem  Abhänge,  westlich  von  einigen  Hüttchen,  sanftes  Nordostfallen 
konstatieren,  und  es  schiene  hier  so  unwahrscheinlich,  eine  rasche 
Änderung  der  Schichtlage  anzunehmen,  daß  man  sich  doch  wieder  fragt, 
ob  jene  steilen  Trennungsflächen  nicht  auf  eine  schief  zur  Schichtung 
orientierte  Klüftung  zu  beziehen  seien.  Am  Rande  jener  unteren 
Muldenzone  mit  den  Rasenflecken  befindet  sich  ein  Hügel,  der,  von 
der  Westseite  gesehen,  so  deutlich  steiles  nordöstliches  Schichtfallen 
zu  besitzen  scheint,  daß  man  jedem  ins  Gesicht  lachen  würde,  der 
hier  sanftes  Einfallen  gegen  SW  behaupten  wollte,  und  dennoch  sieht 
man  bei  der  Ostansicht  desselben  Hügels  deutlich  große  Felsbänke 
sich  am  Gehänge  gegen  SSW  hinabziehen.  Am  nächsten  Hügel  kann 
man  das  scheinbare  steile  Nordostfallen  und  das  sanfte  Südwestfallen 
kombiniert  sehen.  Beobachtungen  dieser  Art  müssen  begreiflicherweise 
dazu  geneigt  machen,  alle  steilen  Felsflächen  dieser  Region  als  Kluft- 
flächen anzusehen,  und  man  wird  nicht  fehlgehen,  wenn  man  diese 
Muldenzone  unterhalb  des  Plisevac  als  eine  flache  sekundäre  Syn- 
klinale im  Nordflügel  der  Westmosorfalte  auffaßt.  Der  Gesamteindruck, 
den  man  bei  eingehender  Durchmusterung  der  Nordseite  des  Mosor 
gewinnt,  ist  so  sehr  der  des  Vorhandenseins  einer  mächtigen,  sanft 
gegen  NO  einfallenden,  von  vielen  flachen  sekundären  Wellen  und 
Flexuren  durchsetzten  Schichtmasse,  daß  man  sich  nur  in  den  seltensten 
Fällen  zur  Annahme  einer  streckenweisen  steilen  Aufrichtung  der  Kalk- 
bänke entschließen  könnte.  Im  Innern  der  Muldenzone  unterhalb  des 
Plisevac  trifft  man  große  fast  ebene  Felsflächen,  die  bestimmt  auf 
horizontale  Schichtlage  hinweisen,  zusammen  mit  steilen  Riffen,  die 
man  für  die  Köpfe  stark  aufgerichteter  Schichten  halten  möchte.  Am 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Eeichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  H>ft.  (F.  v.  Kerner.)       32 


242  Dr-  Fritz  v-  Kerner.  [28] 

Querriegel,  der  die  vorgeschobene  Kuppe  Trnavac  (999  m)  mit  dem 

breiten  nördlichen  Vorrücken  des  Plisevac  verbindet,    läßt   sich  sehr 
flache  Lagerung  konstatieren. 


IV.  Die  Terrasse  auf  der  Südseite  des  westlichen  Mosor. 

Das  reich  gegliederte  Gehänge  nordwärts  des  Stobrec  potok, 
über  welches  die  Hütten  von  Zernovnica  malerisch  verstreut  sind, 
wird  von  einer  hohen  Felsmauer  gekrönt.  Die  mittleren  und  östlichen 
Partien  dieser  Mauer,  welche  über  den  Geländen  zur  Rechten  der  ost — 
westlich  fließenden  Teilstrecke  des  Stobrec  potok  aufsteigen,  bilden 
den  Steilabfall  am  Südrande  der  Kovacevicterrasse.  Der  Westabschnitt 
der  Felsmauer,  welcher  die  einsamen  macchienbedeckten  Anhöhen  im 
N  der  Ebene  des  unteren  Stobrec  potok  überragt,  entspricht  dagegen 
dem  Südabsturze  des  Felskammes  ober  Kucine,  welcher  den  süd- 
westlichen Eckpfeiler  des  Mosor  bildet.  Gegen  N  entsendet  dieser 
Kamm  drei  schroffe  Seitengrate  gegen  das  Jadrotal  und  gegen  jene 
Schlucht  hinab,  in  die  sich  dieses  Tal  ostwärts  der  Felsnische  des 
Jadroquells  fortsetzt.  Nordwärts  von  dieser  Schlucht  erhebt  sich  jener 
Kamm,  der  westwärts  bis  zur  Vereinigung  des  Zavlic  potok  mit  dem 
Jadro  vordringt  und  von  jener  Stelle  ausgeht,  an  welcher  der  west- 
liche Begrenzungsrücken  der  Kovacevicterrasse  mit  deren  Südrand 
zusammenstößt.  Die  Schlucht  in  der  östlichen  Verlängerung  des  Jadro- 
tales geht  ostwärts  in  eine  flache  Rinne  und  weiterhin  in  eine  schmale 
Stufe  über,  welche  den  Südrand  der  Kovacevicterrasse  von  der  öst- 
lichen Fortsetzung  des  Felskammes  bei  Kucine  trennt  und  die  Fels- 
abstürze oberhalb  Zernovnica  in  zwei  Zonen  scheidet. 

Der  vorerwähnte  Felssporn,  welcher  auf  einem  ersten  Vorsprunge 
die  Kapelle  Sv.  Petar  und  weiter  oben  ein  verfallenes  Gemäuer  trägt, 
baut  sich  aus  Breccien  auf,  die  in  dem  Bahneinschnitte  am  besten 
aufgeschlossen  sind,  welcher  den  von  Sv.  Petar  zum  Jadroflusse  ab- 
fallenden kleinen  Grat  durchquert.  Man  sieht  dort  ein  Gestein  aus 
weißen,  grauen  und  dunkelblaugrauen  Kalkfragmenten,  die  durch  ein 
bläuliches  kalkiges  Zwischenmittel  fest  zusammengekittet  sind.  Ganz 
dieselben  Breccien  kann  man  in  dem  zweiten  Bahneinschnitte  kon- 
statieren, der  jenen  Grat  durchquert,  welcher  in  einem  oberhalb  Sv. 
Petar  sich  erhebenden  Felskopfe  gipfelt.  Auf  diesem  Kopfe  oben  sieht 
man  auch  rötliche  Kalke  und  rötlichgraue  Sandsteine  an  der  Zusammen- 
setzung der  Felsmassen  Anteil  nehmen. 

Diese  haben  hier  wie  auch  etwas  tiefer  unten  an  einer  Stelle, 
wo  man  auf  schmalem  Pfade  um  den  Grat  herumgelangen  kann,  zum 
Teil  mehr  den  Charakter  von  Konglomeraten.  Der  Tobel,  welcher 
zwischen  den  beiden  vorgenannten  Graten  gegen  das  Jadrotal  hinab- 
zieht, ist  großenteils  mit  Schutt  erfüllt.  Nahe  oberhalb  der  Stelle,  an 
welcher  ihn  die  Bahn  verquert,  ist  ein  Aufriß  von  Flyschmergel  zu 
bemerken.  Die  Lagerung  der  Schichten  in  den  genannten  Graten  ist 
nicht  deutlich  zu  erkennen,  vermutlich  hat  man  mehr  oder  minder 
steiles  nordnordöstliches  Einfallen  vor  sich. 

Ostwärts  von  dem  zweiten  Grate  befindet  sich  ein  großer  Tobel, 


[291  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  243 

der  nahe  vor  der  Jadroquelle  in  das  Tal  dieses  Flusses  mündet  und 
nach  oben  in  eine  breite  Mulde  übergeht.  Gegen  Ost  begrenzt  sich 
diese  Mulde  durch  einen  dritten  Grat,  der  von  den  Kuppen  ausgeht, 
die  ostwärts  vom  Felskopfe  ober  Sv.  Petar  im  Kamme  ober  Kucine 
aufragen.  Längs  der  Achse  dieser  Mulde  verläuft  am  Westabhang  des 
sie  im  Osten  begrenzenden  Grates  ein  breiter  Zug  von  sanft  gegen  NNO 
geneigten,  gut  gebankten  Konglomeraten.  Gegen  abwärts  setzt  sich 
dieser  Zug  durch  den  vorerwähnten  Tobel  fort  und  bildet  weiterhin 
die  viel  gewundenen  Felsmassen,  welche  ober  der  Nische  des  Jadro- 
quells  vorbeiziehen.  Nach  oben  gehen  die  Bänke  dieses  Zuges  in 
jene  über,  welche  die  Felskuppen  östlich  von  Sv.  Petar  aufbauen. 
Auf  der  westlichsten  derselben,  welche  steil  über  dem  Dorfe  Kucine 
aufragt,  kann  man  35°  NNO-Fallen  konstatieren;  auf  der  flachen  Kuppe 
weiter  ostwärts  ist  die  Lagerung  ziemlich  unklar.  Im  westlichen  Teile 
der  vorerwähnten  Mulde  und  am  Kamme,  der  sie  im  Süden  abschließt, 
trifft  man  Rudistenkalk,  dessen  zerrissene  Oberflächenformen  in 
scharfen  Gegensatz  zu  der  durch  die  gutgebankten  Konglomerate 
bedingten  Stufenbildung  im  östlichen  Muldenteile  treten.  Der  First 
und  die  Ostseite  des  Grates ,  dessen  Westseite  von  den  oben  er- 
wähnten Konglomeraten  eingenommen  wird,  besteht  gleichfalls  aus 
Rudistenkalk.  Gegen  Süd  reicht  dieser  Kalkzug  jedoch  nicht,  wie  der 
weiter  westlich  gelegene,  bis  an  den  oberen  Rand  des  Steilabsturzes 
ober  Kucine  hinaus,  da,  wie  bereits  erwähnt,  die  Felskuppen,  von 
welchen  der  genannte  Grat  abzweigt,  aus  Konglomeraten  und  Breccien 
bestehen.  In  der  Richtung  gegen  den  Jadroquell  hinab  endet  der 
Rudistenkalk  kurz  oberhalb  des  kleinen  Tunnels,  mit  welchem  die 
Bahn  den  untersten  Teil  des  Grates  durchbohrt.  Am  Westportal 
dieses  Tunnels  stehen  schon  Konglomerate  an.  An  der  Grenze  dieses 
Zuges  von  Rudistenkalk  gegen  das  ihn  im  Westen  begleitende  Band 
von  Konglomeraten  trifft  man  im  oberen  Teile  des  Tobeis  unterhalb 
der  Mulde  einige  Blöcke  von  graubraunem  Flyschsandstein.  Auf  der 
Ostseite  des  vorerwähnten  Tunnels  sind  gleichfalls  Konglomerate  und 
Breccien  aufgeschlossen.  Diese  ziehen  sich  längs  der  Südseite  der 
Schlucht  hinan,  welche  in  der  östlichen  Fortsetzung  des  Jadrotales 
liegt.  Sie  fallen  hier  gleich  jenen  an  der  Nordseite  der  Schlucht  sanft 
gegen  N  bis  NNO  ein.  An  der  Grenze  dieser  Konglomerate  gegen 
den  Kreidekalk,  welcher  die  Nordostabhänge  des  vorhin  wiederholt 
genannten  Grates  bildet  und  streckenweise  ein  30 — 40°  steiles  nörd- 
liches Einfallen  erkennen  läßt,  verläuft  ein  schmaler  Zug  von  Horn- 
steine  führendem  Kalk  mit  Nummuliten.  Dieser  Zug  hebt  sich  durch 
Bildung  sehr  großer  Felsbuckeln  von  seiner  Umgebung  ab  und  läßt 
sich,  zum  Teil  auch  Alveolinen  führend,  durch  den  Fond  der  Schlucht 
in  die  schmale  Muldenzone  hinauf  verfolgen,  welche  sich  zwischen 
dem  Kamme,  der  gegen  Kucine  abstürzt,  und  dem  gleichfalls  steil 
abfallenden  Südrande  der  Kovacevicterrasse  gegen  OSO  hinzieht.  Er 
ist  dort  stellenweise  von  kleinen  Partien  von  Knollenmergel  begleitet. 

Im  wüsten  Kreidekalkterrain  auf  der  Südseite  der  Schlucht 
öffnet  sich  kurz  vor  dem  Fond  derselben  eine  Seitenschlucht,  deren 
untere  Abhänge  mit  Schutt  bedeckt  sind. 

Oberhalb   der   Hauptschlucht,    am   westlichen  Ende  der   vorhin 

32* 


244  Dr-  Fritz  v«  Kerner.  [30] 

erwähnten  Muldenzone,  in  welche  die  Schlucht  übergeht,  befindet  sich 
eine  längliche,  mit  Eluvien  erfüllte  Einfriedung.  Von  dieser  führt  über 
den  Felskamm,  welcher  in  den  Vorkopf  von  Sv.  Petar  ausläuft,  ein 
Weg  nach  Kucine  hinab.  Am  Nordhang  dieses  Kammes  passiert  man 
hier  weißen  Kalk  mit  schlecht  erhaltenen  Rudistenresten.  An  der 
Stelle,  wo  der  Kamm  überschritten  wird,  befindet  sich  in  diesem  ein 
breiter  Einschnitt,  gegen  welchen  die  vorerwähnte  Seitenschlucht 
hinaufzieht.  Auf  diesem  Einschnitte  (430  m)  stehen  Flyschmergel  an. 
Das  Vorhandensein  einer  kleinen  Lokva  entspricht  hier  der  Undurch- 
lässigkeit  des  Untergrundes.  Westwärts  von  diesem  mit  Rasen  be- 
deckten Einschnitte  erheben  sich  die  aus  Breccien  und  Konglomeraten 
aufgebauten  Felskuppen,  welche  an  früherer  Stelle  besprochen  worden 
sind.  Die  Kreideschichten  ostwärts  von  der  Einsattlung  scheinen 
mittelsteil  gegen  SO  einzufallen. 

Von  der  vorerwähnten  Einfriedung  zieht  sich  ein  breiter  Rasen- 
streif gegen  SO  hinan.  Zur  Linken  erhebt  sich  der  etwa  20— 30  w 
hohe  Steilrand  der  Kovacevicterrasse.  Sein  Fuß  ist  hier  von  Gruppen 
schöner  Eichenbäume  besäumt.  Zur  Rechten  begleitet  den  Rasenstreif 
der  mächtige  Felszug  von  Hornsteinkalk,  welcher  hier  stellenweise 
viele  Alveolinen  und  Nummuliten  führt.  In  seinem  weiteren  Verlaufe 
kommt  dieser  Zug  von  eozänem  Kalk  dem  oberen  Rande  des  Steil- 
absturzes hinter  Kucine  sehr  nahe,  da  sich  die  Zone  des  Rudisten- 
kalkes  ostwärts  vom  früher  genannten  Wege  sehr  verschmälert.  Ganz 
bis  zum  Steilrande  reicht  der  Eozänzug  aber  auch  weiter  ostwärts 
nicht,  da  in  der  Fortsetzung  des  wüsten  Grates,  welcher  ostwärts  vom 
kleinen  Paßübergange  ansteigt,  eine  schmale  Randzone  von  Rudisten- 
kalk  verbleibt.  An  der  der  Mulde  (in  welcher  der  Rasenstreif  ver- 
läuft) zugekehrten  Seite  des  Zuges  von  eozänem  Hornsteinkalke  kann 
man  auch  hier  kleine  verquetschte  Partien  von  Knollenkalk  bemerken. 
Die  Muldenzone  ist  mit  losen  Stücken  des  eozänen  Foraminiferen- 
kalkes  bestreut,  daneben  findet  sich  auch  lehmige  gelbe  Erde,  die  im 
Vereine  mit  dem  Vorhandensein  eines  Bunars  (roh  ummauerte  Zisterne) 
darauf  hinweist,  daß  unter  dem  Oberflächenschutte  hier  eozäner  Mergel 
durchstreicht.  Anstehend  ist  er  nicht  zu  sehen.  An  der  Basis  der  Kreide- 
kalkmauer zur  Linken  sind  stellenweise  auch  Felspartien  des  eozänen 
Hornsteinkalkes  anzutreffen.  Diese  Befunde  deuten  darauf  hin,  daß 
hier  eine  schmale,  eng  zusammengepreßte  alttertiäre  Mulde  vorliegt. 

Weiter  ostwärts  flacht  sich  diese  Muldenzone  völlig  ab  und  es 
tritt  an  ihre  Stelle  ein  schmaler,  gegen  Süden  abdachender  Gehänge- 
streifen. Über  diesen  zieht  das  Band  des  Hornsteinkalkes  weiter, 
wogegen  die  Felswände  oberhalb  und  unterhalb  des  Streifens  aus 
Kreidekalk  bestehen.  Auch  in  dieser  Gegend  ist  noch  stellenweise 
eine  lehmige  gelbe  Erde  zu  bemerken,  wie  sie  als  Verwitterungs- 
produkt von  eozänen  Mergeln  auftritt. 

Oberhalb  der  westlichsten  Gehöfte  des  Dorfes  Zernovnica,  süd- 
westlich von  dem  Punkte,  dessen  Höhe  in  der  Spezialkarte  zu  585  m 
angegeben  ist,  treten  die  obere  und  untere  Felswand  weiter  aus- 
einander, wodurch  das  zwischen  ihnen  eingeschaltete  Gehänge  eine 
Verbreiterung  erfährt.  Es  ist  hier  großenteils  mit  Schutt  bedeckt, 
unter   welchem   stellenweise  noch  anstehende  Partien   des  Hornstein- 


("3 1"]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  245 

kalkes  sichtbar  sind.  Das  Gehänge  senkt  sich  zugleich  in  seiner  Längs- 
richtung, so  daß  die  obere  Felswand,  obschon  der  Rand  der  Kovaöeviö- 
terrasse  keine  Aufwölbung  erfährt,  an  Höhe  zunimmt.  Der  obere 
Rand  der  Felsabstürze  unterhalb  des  Schuttgehänges  löst  sich  in  eine 
Kette  sehr  schroffer  Riffe  auf,  zwischen  denen  steile  Runsen  ein- 
geschnitten  sind. 

Ober  dem  Gehängevorsprunge  mit  der  Kapelle  St.  Sebastian  ver- 
tauscht die  Felsmauer  zu  Häupten  des  Gehänges  von  Zernovnica  ihren 
ostsüdöstlichen  Verlauf  mit  einem  ostnordöstlichen.  Jenseits  des 
stumpfen,  gegen  Süd  ausspringenden  Winkels,  den  demzufolge  der 
Rand  der  Kovacevicterrasse  macht,  hat  man  plötzlich  ganz  andere 
geologische  Verhältnisse  vor  sich.  War  westwärts  von  der  Südecke 
des  Kovacevicplateaus  eine  steile  Einklemmung  jüngerer  Schichten 
in  ältere  erkennbar,  ist  im  Osten  dieser  Ecke  ein  Hervortreten  älterer 
zwischen  jüngeren  Schichten  offenkundig.  Dort  ließ  sich  eine  schmale 
Zone  von  mitteleozänem  Kalk  zwischen  Rudistenkalken  nachweisen, 
hier  tritt  zwischen  Felszügen  dieses  letzteren  Kalkes  der  Dolomit  der 
mittleren  Kreideformation  zutage. 

Die  westlichsten  Ausläufer  dieser  Dolomitvorkommnisse  sind  in 
der  südlichen  Randzone  der  Kovacevicterrasse  anzutreffen.  So  traver- 
siert  man  auf  dem  Wege,  der  von  dem  früher  erwähnten  Gehänge- 
streifen über  die  oberen  Steilwände  zur  Terrasse  aufsteigt,  ostwärts 
von  Punkt  585  dolomitische  Schichten.  Auf  der  Westseite  des  Tobeis, 
welcher  unter  der  Südecke  des  Kovacevicplateaus  in  dessen  Abstürze 
eingeschnitten  ist,  sieht  man  aus  den  Schuttmassen,  welche  die  mitt- 
leren Gehängeteile  einnehmen,  eine  Kalkfelsmasse  aufragen  und  rechts 
davon  zwei  größere  Gesteinspartien,  die  sich  durch  die  dem  Dolomit 
eigentümliche  dunklere  Färbung  von  jener  Masse  unterscheiden.  Auf 
der  Ostseite  dieses  Tobeis  bildet  der  Dolomit  einen  kleinen  seltsam 
geformten  Felskopf.  Am  schuttbedeckten  Abhang  ostwärts  davon  er- 
scheint er  stellenweise  in  größeren  anstehenden  Partien.  Über  diesem 
Abhänge  türmt  sich  eine  von  vielen  tief  ausgewaschenen  Rinnen  und 
Höhlen  durchsetzte  Kalkwand  auf  Am  Fuß  des  Abhanges  ist  gleich- 
falls eine  schmale  Kalkzone  konstatierbar. 

Etwas  weiter  ostwärts,  jenseits  der  Hütten  von  Milicevic,  dringt 
in  den  Südabfall  der  Kovacevicterrasse  ein  großer  Tobel  ein,  genannt 
Puste  Katice,  in  dessen  Mitte  ein  kleiner  Schrofen  aufragt.  Die  West- 
seite dieses  Tobeis  besteht  fast  ganz  aus  Dolomit,  welcher  hier  große, 
mit  dem  Gehänge  abdachende  Felsflächen  (nicht  Schichtfiächen)  bildet. 
Nur  einige  kleine  Riffe  setzen  sich  hier  aus  Rudistenkalk  zusammen. 
Der  Schrofen  in  der  Mitte  ist  gleichfalls  aus  Rudistenkalk  bestehend. 
Auf  seiner  Ostseite  sieht  man  den  Dolomit  mit  dem  Kalke  mehrmals 
wechsellagern  und  die  ganze  Schichtfolge  sanft  gegen  Nord  einfallen. 
Weiter  unten,  an  der  Mündung  des  Tobeis,  stehen  Dolomite  an, 
welche  die  diesem  Gesteine  eigentümlichen,  an  Pilzfelsen  erinnernden 
Reliefformen  zeigen.  Neben  diesen  Felsen  springt  rechts  von  der  Tobel- 
mündung ein  großer  Schrofen  vor,  welcher  gegen  Süden  mit  steilen 
Wänden  abfällt.  Derselbe  besteht  aus  ziemlich  sanft  gegen  Norden  ein- 
fallendem Rudistenkalk.  Über  diesem  Schrofen  trifft  man  an  der  Ost- 
seite  des   Tobeis   wieder   Dolomit,   zum   Teil   in  Trümmerwerk   zer- 


246  Dr-  Fritz  y'  Kerner.  [32] 

fallend,  zum  Teil  grotesk  geformte  Felsen  bildend.  Er  ist  hier  von 
einer  Kette  von  kleinen  Kalkriffen  durchzogen,  welche  derselben 
Kalkzwischenlage  angehören  wie  der  Schrofen  in  der  Mitte  des  Tobeis 
und  die  kleinen  Kalkpartien  an  seinem  Westgehänge. 

Nach  oben  reicht  hier  der  Dolomit  bis  nahe  an  den  Terrassen- 
rand hinan.  Längs  des  Südfußes  des  großen  Schrofens,  welcher  rechts 
von  der  Tobelmündung  aufragt,  zieht  sich  ein  Schuttband  hin,  in 
welchem  einige  Dolomitfelsen  zutage  treten.  Unter  diesem  Bande 
folgt  wieder  ein  Zug  von  30—45°  gegen  NNO  einfallendem  Kalke, 
dessen  unterer  Rand  von  Blockwerken  besäumt  ist.  Die  Grenze 
zwischen  Kalk  und  Dolomit  ist  hier  an  Stellen,  wo  letzterer  unmittel- 
bar über  ersterem  in  anstehenden  Partien  angetroffen  wird,  sehr 
scharf  und  nicht  durch  Gesteinsübergänge  vermittelt. 

Ostwärts  von  Puste  Katice  treten  die  beiden  Kalkzüge ,  von 
denen  der  obere  dem  Rande  der  Kovacevicterrasse  entspricht  und 
der  untere  die  Basis  des  Steilabfalles  unter  der  Terrasse  bildet, 
weiter  auseinander  und  werden  durch  ein  breites ,  steiles  Schutt- 
gehänge getrennt.  An  vielen  Stellen  tritt  innerhalb  desselben  auch 
anstehendes  Gestein  zutage  —  teils  Dolomit,  welcher  eigentümliche 
Pilzfelsen  oder  flache  Felspartien  bildet,  teils  Kalk  —  und  man  gewinnt 
den  Eindruck,  daß  hier  die  Kalkeinlagerung  im  Dolomit  an  Mäch- 
tigkeit gewinnt.  Am  Wege ,  der  über  dieses  Schuttgehänge  von 
Mianoviö  nach  Perciö  stan  auf  das  Kovacevicplateau  hinaufführt, 
gelangt  man  oberhalb  der  Baumgruppe,  in  deren  Umkreis  Dolomit 
ansteht,  an  einem  Felsvorsprunge  vorbei,  wo  eine  Wechsellagerung 
von  Kalk  und  Dolomit  schön  aufgeschlossen  ist.  Die  Kalkmauer  an 
der  Basis  des  Schuttgehänges  erfährt  im  WTesten  von  Mianoviö,  am 
oberen  Ende  des  Grabens  ober  Knizic,  eine  starke  vorübergehende 
Erniedrigung,  so  daß  hier  der  Dolomit  fast  bis  zum  Weg  hinabreicht, 
welcher  längs  dem  Fuße  der  Kalkmauer  von  Milicevic  nach  Mianoviö 
verläuft.  Ostwärts  von  Mianoviö  gewinnt  die  Schuttbedeckung  am 
vorgenannten  Abhang  noch  an  Ausdehnung  und  führt  streckenweise 
zu  völliger  Verhüllung  des  anstehenden  Gesteines.  Ober  Gajne  treten 
dann  wieder  Felsriffe  zutage,  die  größtenteils  aus  Kalk  bestehen. 

Die  über  dem  im  vorigen  beschriebenen  Steilgehänge  gelegene 
Terrasse  von  Kovacevic  stan  zerfällt  in  zwei  durch  einen  Abhang 
getrennte  Stufen.  Die  untere  ist  ein  völlig  flaches  Felsterrain,  in 
dessen  Bereich  man  flachwellige  bis  horizontale  Schichtlage  kon- 
statieren kann.  Noch  deutlicher  läßt  sich  letztere  im  oberen  Terrassen- 
teile erkennen.  Man  sieht  da  umfangreiche  flache  Felsplaques,  denen 
stellenweise  noch  die  Reste  der  nächst  höheren  Gesteinsbänke  kappen- 
förmig  aufruhen.  Aus  den  Grenzfugen  mancher  dieser  Felsauflagerungen 
gegen  ihre  Basis  treten  breite  Schlammbänder,  die  Residuen  von  Riesel- 
wässern, aus.  An  vielen  Stellen  sieht  man  seichte  scharfrandige  Becken 
und  Rinnen  in  den  Felsflächen  ausgewaschen.  Besonders  gegen  den 
Fuß  des  Abhanges  hin,  welcher  zum  Debelo  brdo  aufsteigt,  sind  flache 
Felsplaques  von  großen  Dimensionen  anzutreffen.  Stellenweise  sieht 
man  dann  am  Fuße  des  Abhanges  deutlich  die  Hinaufbiegung  der 
zuvor  fast  horizontal  gelagerten  Schichten.  Die  kleinen  Hügel  und 
Kuppen  im  Bereiche  der  Terrasse  lassen  gleichfalls  ihren  Aufbau  aus 


I"33]  Geologische  Beschreibung  der  Moser  planina.  247 

flach  liegenden  Kalkbänken  erkennen.  In  der  Region,  in  welcher  die 
Kovacevicterrasse  in  das  von  ihr  zur  Bucht  von  Clissa  abfallende 
Gehänge  übergeht,  trifft  man  ein  sehr  zerworfenes  Felsterrain.  An 
manchen  Stellen  sieht  man  jedoch  auch  hier  die  vorerwähnten  Ober- 
flächenformen und  die  an  ihr  Auftreten  geknüpften  kleinen  Becken, 
Schlammstreifen  und  Moosvegetationen. 

Im  östlichen  Teile  der  oberen  Terrasse  ist  ein  längliches  Terra 
rossa-Feld  vorhanden,  um  welches  sich  die  Hütten  von  Kovacevic  stan, 
Mianovie  stan  und  Baric  stan  gruppieren.  Im  östlichen  Teile  der 
Gebirgsstufe  am  Südabhang  des  Westmosor  geht  die  flache  Lagerung 
streckenweise  in  sanftes  NNO-  und  NNW-Fallen  über.  Der  Kalk  ist 
hier  teils  dicht,  teils  feinkörnig,  stellenweise  nimmt  er  eine  oolithische 
Struktur  an.  Neben  Rudistendurchschnitten  trifft  man  hier  auch  un- 
deutliche Korallenreste  an. 

Gegen  Osten  begrenzt  sich  die  Kovacevicterrasse  durch  den 
Rücken  des  Golo  brdo  (909  m).  Derselbe  scheint  einer  ziemlich  flachen, 
meridional  streichenden  Schichtwelle  zu  entsprechen.  Es  ist  an  seinem 
der  Kovacevicterrasse  zugekehrten  Abhang  westliches  Einfallen  und 
an  seiner  der  Mokrice  zugewandten  Seite  östliches  Einfallen  nach- 
weisbar. Gegen  den  Plisevac  zu  scheinen  die  Schichten  sanft  gegen 
N  zu  fallen,  am  Abhänge  des  letzteren  aber  steil  gegen  SSW  geneigt 
zu  sein.  Am  Südostfuße  des  Golo  brdo  liegt  die  große  flache  Eluvial- 
mulde  von  Rastite.  Ostwärts  vom  Golo  brdo  breitet  sich  ein  sehr 
stark  hügliges,  von  tiefen  Mulden  durchsetztes,  gut  bewaldetes  Terrain 
aus,  welches  ohne  natürliche  Grenze  in  das  schon  dem  Mittelmosor 
angehörige  Gebiet  von  Mokrice  übergeht. 


V.  Die  unteren  Südabhänge  des  westlichen  Mosor. 

Das  Gehänge,  das  sich  unterhalb  der  mächtigen,  im  vorigen 
beschriebenen  Felsmauer  hinzieht,  geht  westwärts  in  die  sanften 
Anhöhen  über,  welche  das  Tal  des  Jadroflusses  von  der  Ebene  des 
Stobrec  potok  scheiden.  Vor  der  Basis  des  Felsspornes  von  Sv.  Petar, 
in  welchen  der  Steilrand  der  Kovacevicterrasse  ausläuft,  streichen 
drei  einander  parallele  Felszüge  vorbei,  die  dem  Nordflügel  jener 
Schichtaufwölbung  angehören ,  die  durch  den  flachen  Rücken  von 
Mravince  gebildet  wird.  Dieser  Rücken  besteht  aus  Schichten  der 
unteren  Zone  des  Spalatiner  Flyschkomplexes  und  der  äußere  der 
drei  genannten  Felszüge  entspricht  ihrer  oberen  Begrenzung,  bezie- 
hungsweise dem  Liegendzuge  der  Mittelzone  des  Komplexes.  Er 
besteht  aus  feinkörnigen,  lichtgrauen  Kalken  und  Nummulitenbreccien- 
kalken.  Der  nächste  Felszug  repräsentiert  die  Kalkeinlagerung,  welche 
für  die  mittlere  Zone  des  Spalatiner  Flysches  bezeichnend  ist.  Diese 
Kalkeinlagerung  besteht  hier  aber  nicht,  wie  weiter  westwärts,  aus 
einer  Kette  von  Klippen  von  weißem  Nummulitenkalk,  sondern  aus 
einem  mächtigen  Riffe  jener  lichten  festen  Breccien,  welche  ich  als 
Jadrobreccien  bezeichnet  habe  (Verhandl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1903,  Nr.  5). 

Das  dritte,  dem  Fuße  des  Spornes  von  Sv.  Petar  zunächst 
gelegene  Felsband  entspricht  dem  Hangendzuge  der  mittleren  Flysch- 


248  Dr-  Fritz  v-  Kerner.  [34] 

zone.  Derselbe  besteht  aus  einem  blaugrauen  körnigen  Kalke,  der 
gegen  unten  hin  in  eine  lockere,  an  großen  glatten  Münzensteinen 
reiche  Breccie  übergeht. 

Diese  drei  Kalkbänder  ziehen  aus  dem  Jadrotale  zum  flachen 
Rücken  unterhalb  des  wiederholt  genannten  Felsspornes  hinan,  um 
sich  dann  wieder  gegen  den  Stobrecfluß  hinabzusenken.  Der  Liegend- 
zug und  der  aus  festen  Breccien  bestehende  mittlere  Felsriff  verlieren 
sich  jedoch  schon  bald  in  den  oberflächlichen  Verwitterungsschichten. 
Der  nummulitenreiche  Hangendzug  läßt  sich  bis  Sv.  Luka  gegen  SO 
verfolgen.  Alle  drei  Kalkzüge  fallen  mäßig  steil  gegen  NO  ein. 

Westlich  von  Sv.  Luka  trifft  man  inmitten  des  mit  Weingärten 
überzogenen  Geländes  auf  ein  Felsterrain  aus  sehr  zernagtem  weißen 
Kalk.  In  den  Steinmauern  am  Südrande  desselben  sind  große  Trümmer 
von  typischem  oberen  Rudistenkalk  zu  bemerken.  An  einigen  der 
stark  zerfressenen  Felszacken  ist  aber  Brecciengefüge  nachzuweisen. 
Gegen  NW  verschmälert  sich  dieses  Felsgewirre  zu  einem  Felszuge, 
der  fast  bis  zu  den  östlichsten  Häuschen  von  Mravince  reicht.  Er 
liegt  in  der  südöstlichen  Verlängerung  der  Achse  des  Aufbruches  von 
unteren  Flyschschichten,  welcher  von  Mravince  zum  Jadroflusse  hinab- 
streicht. Anderseits  wird  er  von  der  nordwestlichen  Verlängerung 
der  Achse  des  Poljicakammes  genau  getroffen.  Es  gewinnt  daher  den 
Anschein,  daß  hier  ein  kleiner  Aufbruch  der  Flyschunterlage  vorliegt. 

Unterhalb  des  östlichen  Endes  dieses  Felsgewirres  befindet  sich 
ein  Band  von  plattigem,  grünlichgrauem  Kalk,  welches  mit  drei  gegen 
W,  NW  und  N  gerichteten  hemizentroklinalen  Schlingen  in  die  Wurzel- 
stücke eines  gegen  die  Stobrecebene  hinabziehenden  Grabens  ein- 
greift. Nahe  ostwärts  von  Sv.  Luka  verläuft  in  meridionaler  Richtung 
ein  steiler  Riff  von  Jadrobreccien,  welcher  50—60°  NW  bis  NNW  fällt. 
In  dem  von  mehreren  Erosionsrinnen  durchzogenen,  rebenumsponnenen 
Gehänge,  mit  welchem  der  flache  Rücken  von  Mravince  zur  Talmulde 
des  Torrente  Trstenik  abdacht,  treten  an  vielen  Stellen  kleinere  und 
größere  Felsmassen  von  Kalkkonglomerat  zutage.  An  zwei  Stellen 
sind  auch  Jadrobreccien  zu  konstatieren.  Außerdem  trifft  man  noch 
mehrere  Flyschaufrisse.  Das  Einfallen  der  Schichten  ist  hier  sehr  ver- 
schieden. Auf  den  Terrain  vorsprängen  unter  Mravince  sanftes  W-  bis 
SW-Fallen,  weiter  unten  mehr  oder  minder  steiles  N- bis  NO-Fallen ; 
auf  den  Hügeln  oberhalb  des  Austrittes  des  Torrente  Trstenik  in  die 
Ebene  des  Stobrec  potok  mittelsteiles  Einfallen  gegen  N. 

An  das  im  vorigen  beschriebene  Gelände,  welches  zu  der  W  — 0 
verlaufenden  Talmulde  des  Torrente  Trstenik  abdacht,  schließt  sich 
als  Mittelstück  des  ganzen  Berggehänges  unter  dem  Steilabfalle  der 
Kovacevicterrasse  ein  Abhang  an,  dessen  Basis  dem  Nordrande  der 
Stobrecebene  entspricht.  Dieser  Abhang  wird  von  drei  langen  Erosions- 
rinnen durchfurcht,  welche  nahe  dem  Durchbruche  des  Stobrec  durch 
das  Nordwestende  des  Poljicakammes  in  die  vorgenannte  Ebene 
münden.  Im  Gegensatze  zu  den  westlich  und  östlich  anschließenden 
Gehängeteilen,  welche  großenteils  dem  Anbau  von  Reben  dienen,  ist 
dieser  mittlere  Gehängeabschnitt  mit  dichten  Macchien  bedeckt.  Man 
kann  hier  deshalb  über  die  geologische  Beschaffenheit  des  Unter- 
grundes fast  nur  an  den  Seitenwänden  der  vorerwähnten  Rinnen  nähere 


("351  Geologische  Beschreibung   der  Mosor  planina.  249 

Aufschlüsse  erhalten.  Man  konstatiert  hier  einen  Wechsel  von  dickeren 
Sandsteinbänken  mit  Zonen,  in  welchen  Sandsteine  und  Mergel  in 
dünnen  Lagen  alternieren.  Die  Lagerungsverhältnisse  sind  sehr 
variierend.  In  der  unteren  Hauptrinne,  welche  aus  der  Vereinigung 
der  westlichen  und  mittleren  Rinne  hervorgeht,  beobachtet  man  zu- 
meist 80°  steiles  OSO-  bis  O-Fallen,  im  unteren  Teile  des  westlichen 
Torrente  steiles  Einfallen  gegen  NNO,  im  obern  Teile  desselben  60—70° 
gegen  NW  bis  N.  Im  mittleren  Torrente  hat  man  zu  unterst  OSO- 
Fallen,  weiter  aufwärts  30 — 60°  steiles  Fallen  gegen  W  bis  N  vor  sich. 
In  der  östlichen  Erosionsrinne,  in  welcher  vorwiegend  Flyschmergel 
aufgeschlossen  sind,  trifft  man  zumeist  seiger  stehende,  NNW — SSO 
streichende  Schichten  an.  Stellenweise  sind,  besonders  im  westlichen 
Torrente,  lokale  Biegungen  und  Knickungen  der  Flyschschichten  vor- 
handen. Man  kann  hier  instruktive  Miniaturformen  von  isoklinalen  und 
ortho-  oder  plagiodiaklinalen  Talstrecken  sehen.  Außer  Flyschschutt 
sind  auch  viele  Blöcke  und  kleine  Trümmer  von  Kreidekalk  in  den 
Rinnsalen  zerstreut. 

Am  Abhang  zwischen  den  Anfängen  des  westlichen  und  mittleren 
Torrente  kann  man  in  den  zumeist  aus  Wacholder,  Haidekraut,  Myrten, 
Pistazien ,  Zistrosen  und  Phyllireen  zusammengesetzten  Macchien- 
gestrüppen  stellenweise  die  Schichtköpfe  von  gegen  NW  einfallenden 
Flyschbänken  sehen.  Am  Abhang  zwischen  dem  mittleren  und  östlichen 
Torrente  kamen  mir  gegen  NO  geneigte  Schichtköpfe  zu  Gesicht. 

Die  oberste  Zone  dieses  einförmigen  Gehänges  zwischen  Kucine 
und  Zernovnica  ist  mit  mächtigen  Schuttmassen  bedeckt,  die  von  den 
darüber  aufragenden  hohen  Felswänden  stammen. 

Der  Ostabschnitt  des  Berggehänges  unter  dem  Steilrande  der 
Kovacevicterrasse  dacht  gegen  die  von  0  nach  W  verlaufende  Teil- 
strecke des  Stobrec  potok  ab.  Dieser  Abschnitt  ist  in  orographischer 
Beziehung  reich  gegliedert,  indem  er  eine  Reihe  von  Terrainvor- 
sprüngen aufweist,  zwischen  denen  viele  kleine  Gräben  und  Schluchten 
eingeschnitten  sind. 

In  geologischer  Beziehung  zerfällt  der  Nordabhang  des  Stobrec- 
tales  in  zwei  Teile,  in  einen  westlichen,  der,  gleich  dem  eben  be- 
schriebenen Gebirgsabschnitte,  aus  Flyschgesteinen  aufgebaut  ist,  und 
in  einen  östlichen,  in  welchem  die  das  Liegende  des  Flysches  bildenden 
Schichten  in  der  für  die  Südseite  des  Mosor  charakteristischen  Ent- 
wicklungsart zutage  treten. 

Zu  Füßen  der  an  früherer  Stelle  erwähnten  Südecke  der  Kova- 
cevicterrasse springt  ein  kleiner  Rücken  vor,  welcher  die  schon  in  die 
Stobrecebene  ausmündenden  Torrenti  von  jenen  trennt,  die  noch  der 
oberen  Teilstrecke  des  Stobrec  potok  zueilen.  Auf  der  Kuppe  dieses 
Rückens  (394  m)  trifft  man  eine  Felsfläche  von  Flyschsandstein,  die 
45°  gegen  N  einfällt.  Die  Felsmasse,  welche  dahinter  aufragt,  besteht 
aus  einem  körnigen  Nummulitenkalk ;  daneben  trifft  man  etwas  Kon- 
glomerat und  schiefrigen  Knollenmergel  an.  Im  westlichen  Teile  des 
Rückens  ist  eine  Antiklinalstellung  der  Flyschsandsteine  sichtbar.  An 
den  Südabhängen  70°  WSW-Fallen,  weiter  unten,  gegen  das  auf  der 
Westseite  des  Rückens  eingeschnittene  Tälchen  zu,  auch  westliches 
Einfallen,  höher  oben  40°  NNO-  und  60°  ONO-Fallen.  Dann  folgt  eine 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Keichsanstalt,  1904,  64.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.)       33 


250  Dr.  Fritz   v.  Kerner.  [36] 

zweite  kleine  Antiklinale,  deren  Kern  durch  eine  Konglomeratmasse 
gebildet  wird,  die  anfänglich  40°  SSW  fällt  und  dann  sich  abflacht. 
Südwärts  davon  fallen  die  Flyschbänke  steil  gegen  SSW.  Weiter  gegen 
die  hinter  dem  Rücken  aufsteigenden  Felswände  zu  ist  wieder  mittel- 
steiles Einfallen  gegen  NO  und  NNO  zu  sehen. 

Auf  der  Südostseite  des  Rückens  konstatiert  man  an  der  Stelle, 
wo  der  hier  östlich  von  der  Kapelle  St.  Sebastian  (322  m)  am  Gehänge 
hinanziehende  Weg  gegen  N  umbiegt,  einen  Synklinalkern  aus  Flysch- 
sandstein.  Seine  Bänke  fallen  zirka  30°  gegen  NNO  und  SSW  ein. 
Weiter  nordwärts  stehen  die  Sandsteinbänke,  denen  dort  auch  Mergel 
eingeschaltet  sind,  fast  seiger.  Über  den  Ostabhang  des  Rückens  ziehen 
zwei  steile  Riffe  von  Konglomeraten  gegen  einen  Graben  hinab,  jenseits 
dessen  sich  ein  zweiter  Rücken  erhebt,  der  südwärts  von  den  Hütten 
von  Milicevic  von  der  Basis  des  Steilabfalles  der  Kovacevicterrasse 
ausgeht.  Dieser  Rücken  besteht  gleichfalls  größtenteils  aus  Flyschsand- 
stein  ;  auf  seiner  Kuppe  (382  m)  trifft  man  auch  zerklüftete  Breccien  an. 

Unter  dem  Südwestfuße  des  früher  genannten  Rückens  springt 
ein  zweiter  Rücken  vor,  der  die  Formverhältnisse  des  ersteren  in 
auffälliger  Weise  wiederholt.  Seine  Südabdachung  bildet  die  rechte 
Seite  jener  Strecke  des  Stobrectales,  welche  zwischen  der  Mündung 
des  Zernovnicatales  und  dem  Durchbruche  des  Stobrec  durch  das 
Nordwestende  des  Poljicakammes  liegt. 

Am  Abhang  nordwärts  von  dieser  Durchbruchsstelle  trifft  man 
zunächst  einen  Wechsel  von  Flyschmergel  und  Flyschsandstein,  weiter 
aufwärts  nur  letzteren;  er  fällt  hier,  gut  gebankt,  30 — 40°  gegen 
NNO  ein.  Hinter  der  Kuppe  des  Rückens,  bei  der  Kapelle  St.  Antonio 
stehen  seine  Bänke  seiger.  Auch  weiter  taleinwärts  ist  die  Einschal- 
tung von  Mergeln  auf  die  unteren  Abhänge  beschränkt.  Ostwärts  von 
diesem  unteren  Rücken  breitet  sich  zu  Füßen  des  oberen  Terrain- 
vorsprunges mit  der  St.  Sebastiankapelle  ein  sanfter  Abhang  aus, 
welcher  von  mehreren  Erosionsrinnen  durchfurcht  ist,  die  gegenüber 
dem  Eingange  in  das  Zernovnicatal  in  den  Stobrec  potok  münden. 
Dieser  Abhang  ist  zum  größten  Teile  mit  Weingärten  bedeckt,  so  daß 
man,  abgesehen  von  den  eben  genannten  Rinnen,  nur  an  wenigen 
Stellen  anstehendes  Gestein  erblickt.  Am  Wege,  welcher  von  den 
Hütten  von  Kosacic  hinansteigt,  ist  eine  Synklinale  zu  bemerken, 
welche  durch  20°  gegen  N  und  ebenso  sanft  gegen  S  geneigte  Sand- 
steinbänke gebildet  wird.  Weiter  aufwärts  fallen  die  Kalksandsteine 
mittelsteil  gegen  NO  ein.  Im  unteren  Teile  dieses  Abhanges  tritt  zum 
erstenmal  die  Unterlage  der  Flyschformation  zutage.  Man  trifft  hier 
bei  der  vorgenannten  Hüttengruppe  inmitten  des  rebenbedeckten 
Geländes  eine  große  steinige  Fläche  an,  die  aus  lichtgelbem,  merge- 
ligem Plattenkalk  besteht.  Derselbe  fällt  unterhalb  der  Hütten  20  —  25° 
gegen  ONO  und  oberhalb  derselben   15°  gegen  NNW  ein. 

Auf  der  Strecke  von  dem  vorerwähnten  Rücken  bei  Milicevic 
bis  zu  der  Schlucht  von  Studenica  springen  unterhalb  des  Steil- 
abfalles der  Kovacevicterrasse  drei  Abhangrücken  vor.  Diese  Rücken 
werden  durch  die  nordwestliche  Fortsetzung  jenes  Faltenpaares  auf- 
gebaut, welchem  südostwärts  von  der  Studenica  der  Höhenzug  des 
Gradac    und    der    denselben    nordostwärts    begleitende   Felszug   ent- 


[37]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  251 

spricht.  Letzterer  ist  ein  kleiner  Faltensattel,  in  welchem  vorzugs- 
weise der  dem  Mosor  eigentümliche  eozäne  Foraminiferenkalk  zutage 
tritt.  Ersterer  repräsentiert  ein  Schichtgewölbe,  das  sich  aus  Breccien 
und  Konglomeraten  aufbaut.  In  der  Mulde  zwischen  beiden  Sätteln, 
die  wegen  ihrer  nahen  Nachbarschaft  auch  als  eine  Doppelfalte  be- 
zeichnet werden  können,  lagern  lichtgelbe  mergelige  Plattenkalke. 
Die  einander  abgekehrten  Flanken  der  beiden  Sättel  werden  gleich- 
falls von  schmalen  Zonen  dieser  Plattenkalke  besäumt.  In  dem  nord- 
westwärts  von  der  Studenica  gelegenen  Gebiete  beobachtet  man  nach- 
folgende Verhältnisse. 

Zu  beiden  Seiten  des  oberen  Teiles  jenes  Grabens,  welcher 
ostwärts  von  dem  Rücken  bei  Miliöevic  eingreift,  stehen  Konglo- 
merate an,  welche  auf  der  Ostseite  des  Grabens  ein  Einfallen  gegen 
WNW  erkennen  lassen.  Im  unteren  Teile  des  Grabens  sind  rechts 
(westlich)  Flyschsandsteine,  links  (östlich)  Plattenmergel  anzutreffen. 
Oberhalb  des  Grabens  stößt  man  zunächst  gleichfalls  auf  einen  Zug 
von  Plattenmergeln,  die  mäßig  steil  gegen  N  einfallen.  Weiter  oben 
trifft  man  Flysch,  dann  folgt  jenes  Blockwerk,  welches  östlich  von 
Milicevic  dem  Fuße  der  Steilabstürze  vorliegt.  Ostwärts  von  diesem 
Blockwerk  befindet  sich  an  der  Basis  des  Steilabfalles  ein  Terrain- 
vorsprung, der  aus  Flyschmergel  im  Wechsel  mit  Flyschsandstein  und 
einer  stark  zerklüfteten  Nummulitenbreccie  besteht.  Unter  diesem 
Vorsprunge  befindet  sich  der  westliche  der  drei  vorhin  genannten 
Abhangrücken  zwischen  Milicevic  und  Studenica.  Beim  Abstiege  über 
diesen  Rücken  passiert  man  mergelige  Plattenkalke,  wobei  man  an 
der  Ostspitze  des  vorgenannten  Konglomerataufbruches  dicht  vorbei- 
kommt, tiefer  unten  ein  Scherbenfeld  von  Foraminiferenkalk,  dann, 
schon  nahe  ober  den  Hütten  von  Knizic,  wieder  Plattenmergel.  Der 
Foraminiferenkalk  keilt  gleich  westwärts  vom  First  des  Rückens  in 
den  Plattenkalken  aus.  Gegen  Ost  verbreitert  er  sich  aber  rasch,  so 
daß  die  zwischen  dem  westlichen  und  mittleren  Abhangrücken  gelegene 
Schlucht  zum  großen  Teile  in  diesen  Kalk  eingeschnitten  ist.  Der- 
selbe läßt  hier  wie  in  der  ostwärts  folgenden  Schlucht  antiklinale 
Schichtstellung  erkennen. 

Am  mittleren  der  drei  Abhangrücken  hat  man  zu  oberst  steil 
gestellte  Nummulitenbreccien  und  Konglomerate ,  dann  folgt  eine 
ziemlich  flache  Mulde  von  mergeligen  Plattenkalken,  die  sanft  gegen 
SSW  und  NO  einfallen.  In  der  Achsenregion  derselben  liegen  flach 
synklinal  gestellte  Flyschsandsteine  und  Konglomerate  mit  kleinen 
bunten  Kieseln,  ein  Konglomerattypus,  wie  er  für  die  Gegend  von 
Clissa  besonders  charakteristisch  ist.  Weiter  abwärts  folgen  Nummu- 
litenkalke  und  Konglomerate,  zunächst  20°  gegen  NO,  dann  steil  gegen 
SW  einfallend ;  an  der  Basis  des  Rückens,  ostwärts  von  Knizic,  hat 
man  wieder  steil  gestellte  Plattenmergel. 

Ein  Profil  durch  den  östlichen  der  drei  Abhangrücken  ergibt 
von  oben  gegen  unten  zunächst  Flyschschichten,  zum  großen  Teile 
mit  Schutt  bedeckt,  dann  steil  gestellten  Plattenmergel  und  an- 
schließend daran  einen  Felszug  von  steil  gegen  SSW  einfallendem 
Foraminiferenkalk.  Dann  folgt  eine  Zone  von  muldig  gelagertem 
Mergelkalk.  Der  Felskopf  weiter  unten  besteht  aus  mittelsteil  gegen 

33* 


252  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [38] 

NO,  der  Abhang  zu  seinen  Füßen  aus  steil  gegen  SW  einfallendem 
Foraminiferenkalk  und  Konglomerat.  Am  Fuße  des  Rückens  stehen 
steil  gegen  NO  geneigte  Plattenmergel  an.  Auf  der  der  Studenica 
zugekehrten  Südostseite  des  Rückens  keilt  die  synklinal  gestellte 
Kalkmergelzone  hoch  über  dem  Fond  dieser  Felsschlucht  aus.  An 
den  Wänden  zur  Rechten  des  innersten  Schluchtteiles,  welche  durch 
die  Liegendschichten  dieses  Kalkmergelzuges  gebildet  werden,  ist 
der  Nordostflügel  und  die  Scheitelregion  einer  Mulde  deutlich  auf- 
geschlossen. Der  Südwestflügel  erscheint  hier  längs  einer  gleich  neben 
der  Muldenachse  verlaufenden  Bruchlinie  in  die  Tiefe  abgesunken. 
Unterhalb'des  Zuges  von  steil  gestellten  Plattenmergeln,  welcher  längs 
der  Basis  der  drei  Abhangrücken  im  Westen  der  Studenica  hinstreicht, 
verläuft  eine  Zone  von  Flyschmergeln,  denen  mehrere  breite  Riffe 
von  Konglomeraten  und  Breccienkalken  eingeschaltet  sind.  Diese 
Mergelzone  bildet  die  rechts  vom  Stobrec  potok  gelegene  Fortsetzung 
jenes  Flyschbandes,  das  sich  am  Nordabhange  des  Brisinetales  hin- 
zieht, und  geht  gegen  NW  hin  in  den  Flyschkomplex  über,  welcher 
die  Gehängerücken  unterhalb  Milicevic  aufbaut. 

Das  zwischen  dieser  Flyschzone  und  dem  Stobrec  potok  gelegene 
Terrain  besteht  zum  größten  Teile  aus  mergeligen  Plattenkalken.  Die- 
selben fallen  rechts  von  dem  Torrente  unter  Knizic,  welcher  dieses 
Terrain  in  meridionaler  Richtung  durchschneidet,  mittelsteil  gegen 
NO  ein.  Bei  dem  kleinen  Kirchlein  weiter  westwärts,  woselbst  die 
Mergelkalke  zwar  gut  gebankt,  aber  nicht  plattig  abgesondert  sind, 
beobachtet  man  25 — 30°  ONO-Fallen.  Auf  der  Seite  gegen  den  das 
Terrain  westwärts  abgrenzenden  Torrente,  jenseits  dessen  die  Flysch- 
region  beginnt,  ist  20°  flaches  NO-  bis  ONO-Fallen  der  Plattenkalke 
deutlich  zu  erkennen. 

Das  südlichste  Endstück  des  Geländes,  welches  von  den  beiden 
eben  genannten  Torrenti  im  Ost  und  West  und  vom  Stobrec  potok  im 
Süd  begrenzt  wird  und  gegen  letzteren  steil  abfällt,  besteht  aus 
Jadrobreccien.  Es  entspricht  dem  Nordwestende  jener  Falte,  welche 
südwärts  vom  genannten  Flusse  den  Höhenzug  der  Sridivica  bildet. 
(Vergl.  Taf.  VII  [II],  Profil  I.) 


VI.  Die  Nordostabhänge  des  mittleren  Mosor. 

Die  Nordostseite  des  mittleren  Mosor  wird  durch  eine  tiefe 
Querfurche  in  einen  nordwestlichen  und  südöstlichen  Teil  geschieden. 
Der  erstere  stimmt  in  seinem  Habitus  ganz  mit  der  Nordseite  des 
westlichen  Gebirgsteiles  überein.  Auch  hier  ein  wiederholter  Wechsel 
von  Abhängen  und  Terrassen,  denen  zugleich  ein  mehrmaliger  Wechsel 
von  nördlichem  Schichtfallen  und  flacher  Schichtlage  entspricht,  jedoch 
so,  daß  ersteres  hinsichtlich  der  Steilheit  hinter  der  Gehängeneigung 
zurückbleibt,  so  daß  jener  Gehängetypus  zu  allgemeiner  Entwicklung 
kommt,  der  in  betreff  seiner  morphologischen  und  hydrologischen 
Eigentümlichkeiten  schon  früher  erörtert  wurde.  Auch  hier  die  kleinen 
Kornfeldchen  und  über  die  Abhänge  verstreuten  strohgedeckten  Stein- 
hütten,   welche    dazu   beitragen,    dieser   Gebirgsgegend    ein    charak- 


[391  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  253 

teristisches  Aussehen  zu  verleihen.  Ein  Unterschied  gegenüber  dem 
Westmosor  besteht  nur  darin,  daß  die  Wechsel  in  der  Schichtlage 
noch  etwas  häufiger  und  stärker  ausgeprägt  sind  und  dementsprechend 
auch  die  Oroplastik  reicher  ist.  Letzterer  Umstand  kommt  besonders 
darin  zum  Ausdrucke,  daß  sich  der  Rand  des  obersten  Gebirgsvor- 
baues  mächtig  aufwölbt,  so  daß  der  höchste  Punkt  desselben,  der 
Berg  Jabukovac  (1250  m),  dem  Hauptkamme  an  Höhe  nicht  viel  nach- 
steht. Südostwärts  von  der  vorerwähnten  Querfurche  erleidet  die 
zwischen  dem  Hauptkamme  und  seinem  nördlichen  Vorbaue  gelegene 
Muldenzone  eine  tiefe  Senkung,  so  daß  sich  dieser  letztere  zu  einer 
selbständigen  Vorkette  gestaltet.  Gegen  Nord  fällt  dieselbe  ziemlich 
steil  und  ohne  Stufenbildung  ab. 

Die  zunächst  südöstlich  vom  Dugo  polje  gelegene  Randzone  des 
Mosor  wird  durch  ein  coupiertes  Hügelland  gebildet.  Die  Einsen- 
kungen  sind  hier  alle  mit  Korn  bepflanzt,  die  Abhänge  und  die 
Kuppen  mit  ziemlich  reicher  politischer  Waldvegetation  bedeckt.  Der 
Umstand,  daß  die  tektonische  Fläche  hier  nur  in  abgeschwächtem 
Grade  den  Änderungen  der  Terrainoberfläche  folgt,  kommt  hier  be- 
sonders darin  zum  Ausdrucke,  daß  die  Hügel  keinen  periklinalen, 
sondern  einen  isoklinalen  Bau  besitzen  und  ihre  dem  Mosor  zuge- 
kehrten Seiten  eine  Quergliederung  erkennen  lassen.  Doch  handelt 
es  sich  nicht  um  reine  Isoklinalen ;  man  bemerkt,  daß  sich  die 
Schichten  auch  im  Streichen  zu  beiden  Seiten  der  einzelnen  Hügel 
schwach  hinabbiegen,  so  daß  dieselben  nicht  alleinige  Produkte  un- 
gleichmäßiger Denudation  darstellen  und  gewissermaßen  starke  Über- 
höhungen sehr  schwacher  Schichtaufwölbungen  sind.  Vorherrschend 
ist  hier  ein  feinkörniger  bis  dichter  weißer  Kalk  mit  Rudisten-  und 
Gastropodendurchschnitten. 

In  den  Mulden  der  unteren  und  oberen  Perisic-Alm  trifft  man 
stellenweise  ganz  schwebende  Lagerung  an ;  an  den  Abhängen  er- 
reicht die  Schichtneigung  20°.  Alle  steileren  Gehänge  zeigen  den  im 
folgenden  der  Kürze  halber  als  Nordmosortypus  bezeichneten  Gehänge- 
typus. Die  obere  Perisic  staje  befindet  sich  mit  der  etwas  höher 
gelegenen  Jurenic  staje  auf  einer  fast  1  km  breiten,  sehr  welligen 
mittleren  Gebirgsstufe.  Hinter  den  hübsch  gelegenen,  von  Eichen- 
bäumen überschatteten  Hütten  der  Jurenic-Alm  steigt  ein  Abhang  auf, 
an  dem  die  Schichten  25  —  30°  gegen  NNO  geneigt  sind.  Würde  man 
den  Ausdruck  isoklin,  welcher  schon  zur  Bezeichnung  einer  Form  des 
gegenseitigen  Lagerungsverhältnisses  von  Schichten  vergeben  ist,  für 
eine  Form  des  Verhaltens  der  Gehänge-  zur  Schichtneigung  —  für 
die  Übereinstimmung  beider  —  anwenden  dürfen  und  den  Ausdruck 
plioklin  für  ein  Gehänge  von  Nordmosortypus  gebrauchen,  so  könnte 
man  den  Abhang  ober  Jurenic  staje  als  Übergangsform  zwischen 
einem  isoklinen  und  plioklinen  Abhänge  bezeichnen.  Es  folgen  sich 
hier  nämlich  die  Schichtkopfstufen  in  ziemlich  großen  Abständen,  so 
daß  verhältnismäßig  breite  Gehängezonen  durch  Schichtflächen  ge- 
bildet sind.  Zudem  sind  die  Stufen  zum  Teil  nur  durch  einen 
einzigen  Schichtkopf  gebildet  und  sehr  niedrig.  Es  kommt  so  hier 
die  Erscheinung  der  Rinnstreifen  bei  verhältnismäßig  sanfter  Ab- 
dachung des  Terrains  zustande. 


254  Dr.  Fritz   v.  Kerner.  [40] 

An  diesem  Abhänge  befindet  sich  die  bemerkenswerteste  der 
früher  erwähnten  Andeutungen  von  Quellbildung  im  Rudistenkalke. 
Oberhalb  einer  größeren  Felsfläche  aus  weißem  Kalk  trifft  man  einen 
Tümpel  von  etwa  7  m  Länge  und  6  m  Breite,  über  dessen  Rückwand 
in  der  nassen  Jahreszeit  an  drei  Stellen  Wasser  rieselt.  In  diesem 
Tümpel  entfaltet  sich  in  einem  Dickicht  von  Wasserpflanzen  ein 
reiches  Tierleben.  Rechts  (westlich)  von  diesem  Tümpel  sieht  man  auch 
mehrere  nasse  Streifen  auf  ausgehöhlten  Felsen.  Zur  Linken  befindet 
sich  oberhalb  des  Tümpels  eine  kleine  Höhle  und  unter  ihr  eine 
Reihe  von  großen  breiten  Rinnstreifen  auf  einer  stark  abschüssigen 
Felswand.  Unter  dieser  Wand  liegt  eine  Felsbarre  und  unter  dieser 
in  gleicher  Höhe  mit  dem  Tümpel  ein  Wiesenfleck,  der  hinten  und 
seitlich  von  stark  bemoosten  Felsen  umrahmt  ist.  Auch  etwas  unter- 
halb dieses  Fleckes  trifft  man  noch  feuchte  moosige  Stellen  an.  Vom 
Tümpel  rieselt  das  Wasser  durch  eine  Felsrinne  ab,  um  etwas  weiter 
unten  im  Felsgeklüfte  zu  versiegen.  Die  aus  weißem,  etwas  körnigem 
Kalk  bestehenden  Bänke  dieser  Region  fallen  20°  gegen  NNO.  Das 
Wasserbecken  müßte  deshalb,  sofern  es  nicht  alleiniges  Produkt  der 
Erosion  ist,  mit  einer  lokalen  Schichtabflachung  in  Beziehung  gebracht 
werden. 

Der  östlich  von  Perisic  staje  und  Jurenic  staje  befindliche  Teil 
des  unteren  Mosorgehänges  führt  den  Flurnamen  Konoplista.  Es  ist  ein 
sehr  coupiertes  Terrain,  ein  wirres  Durcheinander  von  Hügeln  und 
Dolinen,  Bergvorsprüngen  und  Gehängenischen.  Die  Auffassung,  daß 
das  Oberflächenrelief  die  Unebenheiten  der  tektonischen  Fläche  in 
mehrfacher  Überhöhung  wiederhole,  dürfte  wohl  auch  hier  mit  Aus- 
nahmen im  allgemeinen  zulässig  sein.  Im  Bereiche  der  ersten  Gehänge- 
stufe,  welche  mit  der  oberen  Perisic  staje  beiläufig  in  derselben  Höhe 
liegt,  trifft  man  horizontale  und  selbst  sanft  gegen  SW  und  S  ein- 
fallende Schichten.  Auch  hier  sind  neben  Radiolitenresten  Längs-  und 
Querschnitte  von  Gastropoden,  wahrscheinlich  Nerineen  ziemlich  häufig. 

Weiter  aufwärts  passiert  man  sanft  gegen  NNO  einfallende,  dann 
flach  liegende,  dann  wieder  gegen  NNO  geneigte  Schichten.  Dann  folgt 
die  Terrasse  von  Doman  staje,  wo  man  in  weitem  Umkreise  horizontale 
Schichtlage  konstatiert  Ober  Doman  staje  kommt  man  zu  einer  sehr 
moosigen  überhängenden  Wand,  unter  welcher  sich  einige  kleine,  von 
einer  reichen  Vegetation  von  Quellenpflanzen  umgebene  Wasserbecken 
befinden,  deren  eines  von  einem  Mäuerchen  umgeben  ist.  In  der 
nächsten  Umgebung  dieser  Stelle  sieht  man  auf  geglätteten  rost- 
farbigen Felsflächen  viele  nasse  Streifen.  Die  Speisung  dieser  klaren 
Becken  erfolgt  zum  Teil  durch  Wasser,  das  von  der  überhängenden 
Wand  abtropft,  zum  Teil  durch  solches,  das  durch  eine  Fuge  von 
innen  her  zurieselt.  Die  Schichten  fallen  am  Abhang  ober  Doman 
staje  sanft  gegen  NNO  und  scheinen  zugleich  eine  schwache  Ein- 
senkung  im  Streichen  zu  erfahren,  deren  Scheitel  in  die  Gegend  der 
Wasserbecken  zu  liegen  kommt. 

Der  Abhang,  an  welchem  ober  Doman  staje  und  Jurenic  staje 
Tropf-  und  Sickerwässer  zutage  treten,  bildet  den  Abfall  einer 
Terrainstufe,  über  welcher  ein  Doppelrücken  aufsteigt,  der  durch  eine 
interessante    Einsenkung,  das   Lubljanski  doci,  vom  Hauptkamme  des 


[41]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  255 

Mosor  getrennt  ist.  Im  westlichen  Teile  dieses  von  vielen  Gruben 
durchspickten  Rückens  erhebt  sich  der  Felskopf  Dusna  zu  1080  m. 
Beim  Aufstiege  von  Doman  staje  zum  Lubljanski  doci  passiert  man 
zwei  sehr  flache  Schichtaufwölbungen ,  von  denen  die  untere  der 
vorerwähnten  Terrasse ,  die  obere  dem  äußeren  Wall  des  Doppel- 
rückens entspricht.  Im  Bereiche  des  östlichen  Endes  dieses  Rückens, 
welches  man  auf  der  eben  genannten  Route  traversiert,  trifft  man 
eine  Breccie  aus  weißen  Kalkfragmenten  mit  grünlichgrauer  Kittmasse, 
welch'  letztere  stellenweise  zu  größerer  Entwicklung  kommt  und  dann 
kleine  Nester  im  Kalkstein  bildet.  Desgleichen  konstatiert  man  auf 
der  Ostseite  der  Felskuppe  Dusna  im  Westabschnitt  des  Doppelrückens 
Breccien  mit  zum  Teil  grünlichem  Zwischenmittel. 

Das  Lubljanski  doci  ist  eine  zirka  1  km  lange  und  einige  Dutzend 
Meter  breite  ringsum  abgeschlossene  Einsenkung  in  der  Hochregion 
des  mittleren  Mosor.  Auf  ihrer  Nordostseite  wird  sie  von  dem  vor- 
erwähnten Doppelrücken,  auf  ihrer  Südwestseite  vom  Abfalle  der 
obersten  Vorstufe  des  Mosorhauptkammes  begleitet;  gegen  SO  erscheint 
sie  durch  die  westlichen  Vorhöhen  des  Berges  Jabukovac  begrenzt, 
gegen  NW  durch  einen  Querriegel  abgeschlossen,  welcher  den  Fels- 
kopf Dusna  mit  dem  mächtigen  Kegel  des  Lubljan  verbindet.  Der 
Boden  dieser  Einsenkung  steigt  gegen  NW  an  und  wird  durch  eine 
Anzahl  niedriger  Querriegel  in  eine  Reihe  flacher  rundlicher  Partial- 
mulden  geschieden.  Diesen  Mulden,  etwa  ein  Dutzend  an  der  Zahl, 
entsprechen  ebensoviele  Wiesenflecke,  durch  deren  Anblick  man  in 
dieser  trostlosen  Umgebung  sehr  angenehm  berührt  wird.  Die  oberste 
und  größte  dieser  Mulden  ist  ein  sehr  hübsches,  ganz  ebenes  Rondeau. 
Die  Südwestseite  des  Lubljanski  doci  ist  ein  von  seichten  Gräben 
durchfurchtes  monotones  Felsgehänge.  Es  scheint  dasselbe  aus  mäßig 
steil  gegen  NO  fallenden  Schichten  zu  bestehen  und  die  sehr  steilen 
Felsflächen  dürften  hier  auf  eine  diagonale  Klüftung  zu  beziehen  sein. 
Die  Nordostseite  des  Doci  ist  ein  steiler  Felshang.  Obschon  an  dem- 
selben keine  deutliche  Stufung  sichtbar  ist,  besteht  derselbe  doch 
wahrscheinlich  aus  einer  Aufeinanderfolge  von  Schichtköpfen  ziemlich 
flach  gelagerter  Kalkbänke. 

Längs  der  Basis  dieses  steilen  Felshanges  tritt  Dolomit  zutage. 
Derselbe  fällt  anscheinend  ziemlich  sanft  nach  SSW,  gegen  die  benach- 
barte Muldenzone  hin.  Die  Grenze  zwischen  diesem  Dolomit  und  dem 
darüberliegenden  Kalke  ist  nicht  scharf;  man  sieht  beide  Gesteine 
ineinander  übergehen  und  dolomitische  Linsen  innerhalb  des  Kalkes 
liegen.  Es  scheint  damit  zusammenzuhängen,  daß  man  hier  keine  Spuren 
des  Hervortretens  von  Sickerwässern  findet.  Da  der  kretazische  Dolomit 
Dalmatiens  infolge  seiner  geringen  Zerklüftung  das  Wasser  weniger 
leicht  in  die  Tiefe  läßt  als  der  Rudistenkalk  und  auf  der  Südseite 
des  Mosor  sogar  zum  Auftreten  eines  Quellenhorizonts  Anlaß  gibt, 
würde  man  an  einer  flachliegenden  Schichtgrenze  von  Kalk  und 
Dolomit  zum  mindesten  jene  Rinnstreifen  vermuten,  welche  in  der 
nördlichen  Nachbarregion  sogar  innerhalb  des  Rudistenkalkes  auftreten. 
Nur  dann,  wenn  sich  der  Dolomit  gleich  hinter  jener  Linie,  längs 
welcher  er  anscheinend  unter  dem  Kalk  verschwindet,  gegen  NO  hinab- 
biegen würde,  wäre  es  verständlich,  daß  längs  jener  Linie  keine  Sicker- 


256  Dr-  Fritz    v-  Kerner.  [42] 

wässer  zutage  treten.  Es  müßte  dann  aber  auch  die  Kalkmasse,  welche 
den  inneren  Wall  des  Doppelrückens  auf  der  Nordseite  des  Lubljanski 
doci  aufbaut,  gegen  NO  einfallen.  Soweit  sich  aber  dort  die  Lagerung 
erkennen  läßt,  scheint  sie  eher  eine  flachwellige  zu  sein.  Es  erscheint 
darum  zweifelhaft,  ob  die  am  Nordrande  des  Lubljanski  doci  entblößten 
Dolomitflächen  bereits  die  Basis  des  Rudistenkalkes  repräsentieren, 
ob  es  sich  bei  diesem  Dolomit  nicht  vielmehr  um  eine  Einlagerung 
in  der  oberkretazischen  Kalkmasse  handelt.  Allerdings  sind  dolomi- 
tische Einschaltungen  an  der  Nordseite  des  Mosor  wohl  sehr  selten 
und  auch  in  den  Kalken,  welche  den  Dolomitaufbruch  auf  der  Süd- 
seite des  Berges  flankieren,  nicht  zu  bemerken. 

Falls  dieser  Dolomit  schon  an  die  Basis  der  Kalkformation  zu 
stellen  ist,  so  kann  man  sich  sein  Auftreten  durch  Annahme  eines 
geschleppten  Bruches  mit  Absinken  des  südwestlichen  Flügels  ver- 
ständlich machen.  Man  hätte  dann  auch  auf  der  Nordseite  ein  par- 
tielles Einsinken  der  Gipfelregion  des  Mosor  vor  sich,  wie  es  strecken- 
weise auf  der  Südseite  vorhanden  zu  sein  scheint.  Wegen  der  Struktur 
der  Nordgehänge  des  Mosor  würde  man  dann  aber  auch  erwarten,  daß 
der  Dolomit  in  den  unteren  Zonen  dieser  Abhänge  zutage  trete  und 
man  müßte  zur  Erklärung  seines  Nichterscheinens  Brüche  supponieren, 
für  deren  Existenz  sich  an  jenen  Abhängen  allerdings  kein  halbwegs 
deutlicher  Beweis  erbringen  ließe. 

Faßt  man  den  Dolomit  des  Lubljanski  doci  nur  als  eine  linsen- 
förmige Einlagerung  im  Rudistenkalke  auf,  so  fällt  der  Zwang  zur 
Annahme  solcher  Brüche  weg,  ja  es  wäre  dann  nicht  gänzlich  aus- 
geschlossen, das  Lubljanski  doci  als  flachmuldige  Flexur  zu  deuten. 
Eine  sichere  Erkenntnis  läßt  sich  nicht  erzielen ,  solange  genaue 
Niveaubestimmungen  innerhalb  des  Rudistenkalkkomplexes  auf  Grund 
von  Fossilresten  nicht  möglich  sind  und  so  die  Altersbeziehung  der 
Kalkbänke  am  Boden  des  Lubljanski  doci  und  jener  auf  der  Höhe 
seines  nordöstlichen  Begrenzungswalles  ungewiß  bleibt.  Im  westlichsten 
Teile  der  Einsenkung  konstatiert  man  hemizentroklinale  Lagerung  von 
Süd  (Südseite  der  Dusna)  über  SO  nach  NO  (Nordfuß  des  Lubljan) 
und  man  gewinnt  daselbst  den  Eindruck,  daß  der  westliche  Abschluß 
einer  flachen  Schichtmulde  vorliegt.  Es  schließt  dies  aber  nicht  aus, 
daß  der  mittlere  Teil  der  Mulde  von  einer  Längsverwerfung  durch- 
setzt ist. 

Am  südöstlichen  Ende  des  Lubljanski  doci  trifft  man  Dolomit- 
felsen, die  sich  durch  weniger  scharfkantige  Formen  und  dunklere 
Farbe  von  den  umgebenden  Kalken  unterscheiden  und  an  die  später 
zu  erwähnenden,  seltsam  gestalteten  Felsen  im  Dolomitaufbruche  auf 
der  südlichen  Gebirgsflanke  erinnern.  Ferner  sind  hier  Kalkkonglo- 
merate mit  höckerigen  Schichtflächen  zu  beobachten.  Das  Einfallen 
scheint  hier  auf  der  südlichen  Muldenseite  30 — 40°  steil  gegen  Nord 
zu  sein. 

Die  Westabdachung  des  Felskopfes  Du§na  ist  ein  sehr  wüstes 
Felsterrain;  auf  der  Westseite  des  Grates,  der  sich  zwischen  die 
Dusna  und  den  Rücken  des  Trnavac  vorschiebt,  beobachtet  man  ver- 
schiedene Fallrichtungen,  N,  NW,  vielleicht  auch  WSW;  es  dürfte 
sich  hier  um  das  Westende  jener  vermutlich   aus   mehreren   sekun- 


[43]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planiua.  257 

dären  Wellen  bestehenden  Schichtaufwölbung  handeln,  die  das  Lubl- 
janski  doci  gegen  NO  begrenzt. 

Der  Gehängeabschnitt,  welcher  die  vorhin  erwähnte  Querfurche, 
die  den  Nordabhang  des  Mittelmosor  in  zwei  Teile  scheidet,  gegen 
West  begrenzt,  springt  stärker  vor  als  der  weiter  westlich  folgende 
Abhang,  auf  welchem  die  Almen  von  Jurenic  und  Doman  liegen.  Er 
gliedert  sich  in  eine  Anzahl  Stufen,  über  welchen  sich  der  Berg 
Jabukovac  erhebt,  der  höchste  außerhalb  des  Hauptkammes  gelegene 
Punkt  des  Mosor,  abgesehen  vom  Lubljan,  welcher  zwar  auch  nicht 
in  der  Gratlinie,  wohl  aber  im  Bereich  des  Hauptkammes  gelegen  ist. 

Die  Basis  der  Nordabhänge  des  Jabukovac  führt  den  Flurnamen 
Suplja  stiena,  auch  Supla  stina.  Es  ist  dies  eine  Karstwildnis  mit 
mächtigen  Felsbastionen  und  dazwischen  eingesenkten  Trichtern  und 
Dolinen.  Nahe  dem  Nordrande  dieser  Gegend  befindet  sich  der  Ein- 
gang zu  einer  wunderschönen  Grotte.  Man  gelangt  hier  durch  einen 
weiten  Felskanal  und  über  eine  große  Trümmerhalde  auf  den  Boden 
eines  mächtigen  kuppeiförmigen  Hohlraumes  hinab  und  von  da  durch 
einen  unscheinbaren  Spalt  in  der  Südostwand  dieses  Raumes  in  einen 
niedrigen  gewölbten  Korridor  und  weiter  durch  eine  mit  schönen 
Sinterbildungen  gezierte  Felskammer  zum  schmalen  Eingange  in  einen 
umfangreichen  Grottenraum,  der  durch  unvollständige  Scheidewände 
in  mehrere  miteinander  in  Verbindung  stehende  Abteilungen  zer- 
fällt. Die  schönen  Tropfsteinbildungen,  die  in  den  unterirdischen 
Hohlräumen  des  Karstes  unsere  Bewunderung  erregen,  entfalten  sich 
hier  in  ihrer  ganzen  Pracht  und  Formenfülle.  Die  Wände  sind  mit 
glitzernden,  vielgliedrigen  Steinkaskaden  übergössen;  von  dem  sehr 
unebenen  Boden  ragen  mannigfach  geformte  Stalagmiten  auf,  teils 
schlanken  Türmchen,  teils  knorrigen  Baumstrünken  vergleichbar.  Von 
der  Decke  hängen  Stalaktiten,  die  zum  großen  Teile  zu  Draperien 
konfluieren,  in  reicher  Zahl  herab  und  dort,  wo  die  einander  zu- 
wachsenden Tropfsteingebilde  längst  vereinigt  sind,  entzücken  uns 
gewaltige,  reich  skulpturierte  Säulenschäfte. 

Hinsichtlich  der  morphologischen  Beschaffenheit  der  untersten 
Mosorgehänge  in  der  Gegend  Supla  stina  gilt  dasselbe,  was  betreffs 
der  Nachbargegend  Konoplista  schon  gesagt  wurde.  Der  Kalk  ist  hier 
zum  Teil  grobkörnig,  rein  weiß  und  reich  an  Radiolitenresten.  Außer- 
dem trifft  man  hier  auch  viele ,  meist  nesterweise  vorkommende 
Durchschnitte  von  Nerineen  (?),  so  zum  Beispiel  am  Wege,  der  von 
Tukic  nach  Jurenic  staje  führt,  so  daß  das  Vorhandensein  eines 
gastropodenreichen  Horizonts  am  untersten  Nordabhang  des  Mittel- 
mosor festgestellt  erscheint.  In  geringerer  Menge  werden  diese 
Schneckendurchschnitte  —  zum  Teil  in  Gemeinschaft  mit  an  Bad. 
lumbricalis  erinnernden  Fossilspuren  —  auch  in  den  höheren  Gehänge- 
teilen angetroffen. 

Die  Schichten  fallen  hier  steiler  als  in  Konoplista  ein.  Man 
konstatiert  südwestlich  ober  Tukic  40- 50°  NNO-Fallen.  Im  Zusammen- 
hange damit  erleidet  hier  auch  die  für  die  Nordseite  des  Mosor  im 
großen  und  ganzen  gültige  Regel,  daß  jede  Gehängestufe  durch  eine 
Schichtenflexur  bedingt  sei,  bemerkenswerte  Ausnahmen.  Die  Terrasse, 
über   welche   der  Weg   von  Tukic  nach   Doman   staje   führt,   besteht 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.)        34 


258  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [44] 

nicht  aus  flachliegenden,  sondern  aus  ziemlich  steil  gegen  NO  ein- 
fallenden Schichten.  Die  in  Form  von  Wällen  oder  Hügelketten  auf- 
gewölbten Terrassenränder  sind  hier  mehr  oder  minder  steile  Iso- 
klinalen  und  die  Neigung  ihrer  Abhänge  stimmt  streckenweise  mit 
dem  Einfallswinkel  der  Schichten  überein.  Höher  oben  trifft  man 
dann  wieder  Stellen,  wo  man  sich  schwer  ein  Urteil  darüber  bilden 
kann,  ob  steiles  Schichtfallen  vorliegt  oder  —  wie  dies  auf  der  Nord- 
seite des  Plisevac  der  Fall  zu  sein  scheint  —  eine  schwach  geneigte 
Schichtmasse  vorhanden  ist,  die  durch  parallele  Klüfte  in  dicke, 
Gesteinsbänken  ähnliche  Platten  zerschnitten  ist.  Dann  passiert  man 
eine  ausgedehnte  25°  geneigte  Felsfläche,  die  zugleich  einer  Schicht- 
flache  entsprechen  dürfte. 

In  zirka  800  m  Höhe  gelangt  man  auf  eine  breite,  sanft  an- 
steigende Gehängestufe,  über  welcher  sich  der  Berg  Jabukovac  steil 
erhebt.  Hier  liegen  die  Schichten  zum  Teil  horizontal,  stellenweise 
sind  sie  sogar  sehr  schwach  gegen  SW  geneigt.  Man  bemerkt  hier 
außer  mehreren  Dolinen  zwei  tiefe  Felstrichter  mit  zum  Teil  glatten 
Wänden.  Noch  kurz  bevor  mau  die  Terrasse  erreicht,  kommt  man 
bei  einer  mit  klarem  Wasser  erfüllten  Felsaushöhlung,  einer  natür- 
lichen Zisterne,   vorbei. 

Hinter  dieser  Vorstufe  baut  sich  das  Gehänge  steil  empor.  Es 
ist  hier  einer  der  wenigen  Anstiege  im  Bereich  des  Mosor,  der  auch 
alpin-touristisch  einigen  Reiz  besitzt.  Seiner  Struktur  nach  scheint 
dieses  Gehänge  plioklin  zu  sein.  Die  steilen  Wändchen,  über  die  man 
hier  emporklimmt,  sind  als  Kluftflächen  anzusehen.  Weiter  oben  kommt 
dann  der  Nordmosortypus  des  Gehänges  zu  deutlicher  Entfaltung. 

Am  nördlichen  Vorkopfe  (1165  m)  des  Jabukovac  eröffnet  sich 
dann  der  Blick  auf  eine  interessante  Karstlandschaft.  Man  sieht  ein 
unregelmäßiges  Netz  von  schmalen  Felsrücken  vor  sich,  in  dessen 
Maschen  tiefe  Trichter  eingesenkt  sind.  Die  Wände  dieser  Trichter, 
beziehungsweise  die  Abhänge  der  Rücken  sind  sehr  steil,  zum  Teil 
durch  glatte  Felsflächen  gebildet,  die  mit  schmutzigen  Schlammstreifen 
—  den  Residuen  zeitweiser  Überrieselung  —  beschmiert  sind,  stellen- 
weise auch  von  mehr  oder  minder  tiefen,  durch  Regenwasser  aus- 
gewaschenen Rinnen  durchfurcht  erscheinen. 

Die  Felssepten  zwischen  den  Dolinen  sind  oben  nicht  zu  scharfen 
Graten  zugeschnitten,  sondern  zumeist  abgeflacht,  stellenweise  fast 
geglättet,  so  daß  man  ohne  Schwierigkeit  auf  ihnen  hinschreiten  kann. 
Diese  Eigenschaft  kommt  sowohl  den  im  Schichtstreichen  als  auch 
den  schief  oder  quer  zum  Streichen  verlaufenden  Scheiderücken  zu, 
so  daß  man  annehmen  muß,  daß  flachwellige  Lagerung  vorhanden  ist. 
Am  Grunde  der  etwa  10  —  20  m  tiefen  Trichter  befindet  sich  teils 
von  Stauden  überwuchertes  Trümmerwerk,  teils  mit  Rasen  bedeckte 
Terra  rossa.  Aus  den  Klüften  in  den  Seitenwänden  der  Felstrichter 
sprießt  an  vielen  Stellen  Gesträuch  hervor;  außerdem  erblickt  man 
da  und  dort  vereinzelte  Eibenbäumchen,  die  im  Spätherbst  und  Vor- 
frühling, wenn  die  übrigen  Gesträucher  ein  blattloses  Gestrüpp  bilden, 
durch  ihre  glänzend  dunkelgrüne  Farbe  auffallen.  Einst  vermutlich  auch 
im  mittleren  Dalmatien  verbreitet,  hat  sich  die  Eibe  nun  in  die  ver- 
stecktesten Felswiukel  der  schwer  zugänglichen  Hochregion  des  Mosor 


[45]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  259 

zurückgezogen.  Man  fühlt  sich  bei  dem  Anblicke  dieser  in  starrer  Fels- 
wildnis ihr  Dasein  fristenden  Eibenbäumchen  wehmütig  gestimmt,  da 
man  es  deutlich  fühlt,  daß  man  hier  ein  dem  Untergange  geweihtes, 
schon  dem  Verschwinden  nahes  Element  der  Waldflora  vor  sich  hat. 

Landläufigen  Anschauungen  würde  es  entsprechen,  auch  für  den 
Mosor  nicht  nur  ein  früheres  häufigeres  Vorkommen  der  Eibe,  sondern 
überhaupt  eine  frühere  reiche  Bewaldung  anzunehmen.  Es  würde  dies 
alsdann  die  Zulässigkeit  einer  anscheinend  nahe  liegenden  Erklärung 
des  Namens  mons  aureus  in  Frage  stellen.  Diese  Erklärung  —  es  ist 
diejenige,  für  welche  sich  schon  Part  seh  entschied  —  geht  dahin, 
daß  der  Name  Goldberg  auf  den  goldigen  Schimmer  des  Mosor  im 
Schein  der  Abendsonne  zu  beziehen  sei.  Wäre  der  Mosor  in  der 
Römerzeit  mit  dichten  Wäldern  überdeckt  gewesen,  so  hätte  er  die 
prächtige  Erscheinung  des  Erglühens  in  den  Strahlen  der  unter- 
gehenden Sonne  wohl  nicht  so  auffällig  darbieten  können,  daß  ihm 
diese  Eigenschaft  seinen  Namen  gab. 

Das  im  vorigen  beschriebene  Karstrelief  mit  schmalen  Fels- 
rücken und  tiefen  Trichtern  ist  der  Hochregion  am  Nordabhange  des 
Mittelmosor  eigen  und  tritt  in  Gegensatz  zu  der  durch  breite  flache 
Rücken  und  seichte  Mulden  charakterisierten  Plastik,  welche  an  den 
oberen  Nordabhängen  des  Westmosor  und  im  Lubljanski  doci  ange- 
troffen wird.  Das  vorherrschende  Gestein  ist  auf  der  Nordseite  des 
Jabukovac  bis  zur  Gipfelregion  hinauf  ein  körniger,  weißer,  rudisten- 
reicher  Kalk.  Sporadisch  trifft  man  Trümmerkalke  und  Breccien  mit 
grünlicher  Kittmasse.  Nur  an  einer  Stelle  fand  ich  kleine  Putzen  von 
Hornstein,  wie  er  auch  am  östlich  benachbarten  Lukovo  brdo  vor- 
kommt. 

Der  Gipfel  des  Jabukovac  ist  ein  SW — NO  streichender,  leicht 
zu  begehender  Grat  mit  abgerundeter  Rückenfläche.  Stellenweise  hat 
man  sehr  den  Eindruck,  daß  hier  horizontale  Felsbänke  übereinander 
lagern.  Im  obersten  Trichter  auf  der  Nordseite  des  Gipfels  sind  die 
an  seinen  Seiten  ausgewaschenen  Rinnen  so  tief,  daß  durch  sie  förm- 
liche Steinpfeiler  aus  der  Wand  herausgeschnitten  werden.  Am  Süd- 
abhange  des  Jabukovac  glaubt  man  stellenweise  60°  NO-Fallen  wahr- 
zunehmen; man  überzeugt  sich  aber  bald,  daß  es  sich  hier  um 
Klüftungserscheinungen  in  einer  mäßig  steil  gegen  SW  einfallenden 
Schichtmasse  handelt.  Auf  der  Westseite  des  Gipfelkegels  trifft  man 
Dolomitlinsen  im  Kalke;  die  Lage  derselben  weist  gleichfalls  auf 
mäßige  Schichtneigung  gegen  SW  hin. 

In  der  Einsenkung  zwischen  dem  Jabukovac  und  dem  Haupt- 
kamme des  Mosor  nimmt  dann  die  anscheinend  steile  Stellung  der 
Schichten  eine  regionale  Verbreitung  an  und  da  möchte  man  doch  in 
Zweifel  kommen,  ob  es  sich  nicht  tatsächlich  um  steile  Aufrichtung 
der  Schichten  handelt.  Dann  sieht  man  aber  wieder  stellenweise  Fels- 
massen, die  sich  nach  oben  mit  fast  horizontaler  Fläche  abgrenzen 
und  von  dieser  Fläche  parallelen  Trennungsfugen  durchsetzt  sind. 
Daß  diese  letzteren  auf  Klüftung  in  seigeren  Schichten  zu  beziehen 
wären,  ist  nicht  anzunehmen.  Die  Oberseiten  der  Rücken  zwischen 
den  Dolinen  sind  stellenweise  durch  größere  glatte  Felsflächen  gebildet, 
während    doch    bei    allgemeiner    steiler    Schichtenstellung    dort    die 

34* 


260  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [46] 

Schichtköpfe  als  eine  Folge  von  einander  parallelen  mauerähnlichen 
Felszügen  in  Erscheinung  treten  müßten.  Bemerkenswert  ist  feruer, 
daß  die  wie  steil  aufgerichtete  Bänke  aussehenden  Felsplatten  von 
geringerer  mittlerer  Dicke  sind  als  jene,  welche  man  in  hinsichtlich 
der  Tektonik  klaren  Teilen  der  Nordseite  des  Mosor  als  Schichtbäuke 
erkennt,  und  daß  umgekehrt  dort,  wo  sanftes  Einfallen  nachzuweisen 
ist,  keine  dünnen  Bänke  vorkommen.  Naheliegend  ist  es,  daß  die  den 
ganzen  Nordmosor  beherrschende  Erscheinung,  die  wiederholte  flach- 
wellige Biegung  der  Schichten,  bis  zur  Gipfelregion  hinauf  anhalte, 
daß  der  durch  den  Jabukovac  und  Lukovo  brdo  repräsentierte  Vorbau 
des  Hauptkammes  eine  oberste,  selbst  von  sekundären  Wellen  durch- 
setzte Schichtaufwölbung  darstelle  und  die  Einsenkung  zwischen  diesem 
Vorbau  und  dem  als  Antiklinalfalte  von  Domstruktur  erkannten  Gipfel- 
kamme einer  Schichtmulde  entspreche.  In  den  beiden  Flügeln  dieser 
Mulde  könnten  immerhin  Stellen,  wo  die  Schichten  steiler  fallen,  ein- 
geschaltet sein ;  eine  regionale  sehr  steile  Aufrichtung  der  Schichten 
in  der  Einsenkung  am  Nordfuße  des  mittleren  Gipfelkammes  ist  jedoch 
sehr  unwahrscheinlich. 

Durch  einen  Querriegel,  der  vom  Südfuße  des  Jabukovac  zum 
Nordostfuße  der  Signalkuppe,  das  heißt  jenes  Mosorgipfels,  auf  welchem 
die  Triangulationspyramide  steht,  hinüberzieht,  wird  diese  Einsenkung 
in  einen  westlichen  und  östlichen  Teil  geschieden.  Am  Übergange 
dieses  Riegels  in  die  Nordabhänge  der  Signalkuppe  befindet  sich  ein 
größeres  linsenförmiges  Dolomitvorkommen.  Es  handelt  sich  auch  hier 
um  eine  Einlagerung  im  Kalke  und  nicht  um  einen  Aufbruch.  Das 
Einfallen  scheint  hier  steil  gegen  NO  zu  sein.  Das  westwärts  vom 
vorgenannten  Querriegel  gelegene  Terrain  hat  in  morphologischer 
Beziehung  Ähnlichkeit  mit  dem  vorhin  beschriebenen  nordwärts  des 
Gipfels  des  Jabukovac,  doch  sind  die  Felstrichter  von  bedeutenderen 
Dimensionen.  Es  präsentiert  sich  als  ein  Netz  von  schmalen,  schroff 
abfallenden  Felsrücken,  zwischen  denen  weite,  steilwandige  Schlünde 
gähnen,  deren  Grund  mit  Trümmerwerk  erfüllt  ist.  Der  Einschluß 
zwischen  hohen  wüsten  Bergen  trägt  das  seinige  dazu  bei,  den  wild- 
romantischen Charakter  dieser  Gegend  zu  verschärfen.  Man  fühlt  sich 
hier  so  recht  im  Herzen  einer  wüsten  Karstgebirgswelt. 

Besonderes  Interesse  bietet  eine  Höhle  an  der  Nordwand  eines 
der  weit  geöffneten  Abgründe.  Man  tritt  hier  durch  ein  riesenhaftes 
Felstor  in  einen  steil  zur  Tiefe  gehenden  weiten  Höhlengang,  dessen 
Boden  eine  wüste  Block-  und  Trümmerhalde  darstellt.  Am  unteren 
Ende  dieser  Halde  fanden  sich  bei  meinem  zu  Anfang  Mai  erfolgten 
Besuche  mehrere  große  flache  Kuchen  von  körnigem  Eis.  Der  von 
hier  nach  rechts  abgehenden  ebenen  Fortsetzung  der  Höhle  folgend, 
stieß  ich  bald  auf  einige  bizarr  geformte,  vom  Boden  aufragende  Eis- 
zacken, die  den  Gestalten  des  Büßerschnees  der  Anden  ähnlich  waren. 
Hinter  diesen  Zacken  sah  ich  den  Höhlengang  sich  unter  rechtem 
Winkel  in  zwei  dunkle  Nischen  von  unbekannter  Tiefe  teilen.  Die 
Länge  des  etwa  35°  geneigten  Höhlenganges  kann  zu  30  m,  jene  seiner 
ebenen  Fortsetzung  zu  20  m,  die  Breite  des  ersteren  zu  10,  jene  der 
letzteren  zu  5  m  veranschlagt  werden. 

Die   eben   erwähnten  Eisgebilde   können  wohl  nicht  in  Eis  um- 


("471  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  261 

gewandelte  Reste  von  durch  Stürme  weit  in  die  Höhle  hinein- 
gepeitschtem Winterschnee  sein. 

Es  ist  bemerkenswert,  daß  sich  unmittelbar  über  dem  Felsentore 
der  Ledenicahöhle  eine  steile,  kahle,  gegen  Süden  exponierte  Fels- 
wand befindet.  Diese  Wand  muß  sich  unter  dem  Einflüsse  der  Beson- 
nung stark  erhitzen,  dadurch  die  benachbarte  Atmosphäre  sehr  er- 
wärmen und  zur  Entstehung  eines  aufsteigenden  Luftstromes  Anlaß 
geben. 

Zum  Ersätze  der  aufsteigenden  Luftmassen  wird  —  da  vor  den 
Seitenwänden  und  vor  der  dem  Höhlentore  gegenüberstehenden  Süd- 
wand des  Ledenicaschlundes  sich  gleichfalls  eine  Tendenz  zur  Luft- 
auflockerung geltend  machen  muß  —  vorwiegend  Luft  aus  dem  Höhlen- 
gange nachgezogen  werden.  Dieser  Vorgang  wird  dann  weiter  eine 
Aspiration  von  Luft  aus  den  vom  Höhlengange  in  das  Innere  des 
Berges  eindringenden  engen  Spalten,  die  wieder  durch  andere  mit  der 
Außenwelt  kommunizieren  mögen,  im  Gefolge  haben.  Von  der  Höhlen- 
decke tropft  an  mehreren  Stellen  Wasser  nieder  und  da  wäre  es  wohl 
denkbar,  daß  die  durch  den  soeben  erörterten  Luftzug  beschleunigte 
Verdunstung  stellenweise  eine  solche  Temperaturerniedrigung  der 
Felsoberflächen  am  Höhlenboden  erzeuge,  daß  es  daselbst  gelegentlich 
zur  Bildung  dünner  Eiskrusten  kommen  kann. 

Ist  einmal  die  Eisbildung  eingeleitet,  so  wird  deren  weiteres 
Vorschreiten  unschwer  vonstatten  gehen. 

Es  kann  hier  jedoch  diese  Entstehungsursache  der  Eiszacken 
in  der  Ledenicahöhle  nur  als  eine  Vermutung  ausgesprochen  werden. 
Um  sie  zu  erweisen,  wäre  ein  zu  verschiedenen  Jahreszeiten  mehrmals, 
und  zwar  nach  verschiedenen  Witterungsperioden  wiederholter  Besuch 
der  Ledenica  nötig,  da  eventuelle,  hierbei  feststellbare  Größen-  und 
Formänderungen  der  Eisgebilde  in  ihrer  Abhängigkeit  von  meteorischen 
Verhältnissen  erkennbar  wären.  Man  müßte,  um  die  ausgesprochene 
Vermutung  zu  begründen,  zunächst  finden,  daß  mit  zunehmender 
Insolation  die  Eisbildung  wachse,  doch  wäre  nicht  zu  erwarten,  daß 
sie  zur  Zeit  des  höchsten  Sonnenstandes  ihr  Maximum  erreiche,  weil 
dann  die  die  Eiserhaltung  begünstigende  nächtliche  Abkühlung  der 
Höhlenluft  geringer  ist  als  im  Winter  und  die  Temperatur  der  Gesteins- 
oberflächen am  Höhlenboden  etwas  höher  ist  als  in  der  kalten  Jahres- 
zeit. Es  handelt  sich  ja  um  einen  relativ  kurzen  weiten  Höhlengang, 
in  welchem  die  Lufttemperatur  noch  eine  tägliche  und  die  ober- 
flächliche Bodentemperatur  wenigstens  noch  eine  jährliche  Schwankung 
erkennen  lassen  muß.  Auch  eine  Beziehung  der  Eisbildung  zur  stark 
ausgeprägten  jährlichen  Periode  der  Niederschläge  sollte  man  nach- 
weisen können. 

Der  Aufnahmsgeologe  ist  jedoch  nicht  in  der  Lage,  hydrologische 
Probleme,  welche  zu  ihrer  Lösung  periodische  Beobachtungen  er- 
heischen, näher  zu  verfolgen,  am  wenigsten  in  einem  Gebiete,  in 
welchem  —  wie  auf  der  Nordseite  des  Mosor  —  wiederholte  Ex- 
kursionen an  dieselbe  Stelle  hin  ihm  weder  an  dieser  selbst  noch  auch 
auf  den  überdies  nur  wenig  variierbaren  Hin-  und  Rückwegen  irgend- 
welche Gelegenheit  zu  nennenswerten  ergänzenden  Beobachtungen  in 
geologisch-kartographischer  Hinsicht  versprechen. 


262  Dr-  Fritz  v-  Kerner.  [48] 

VII.    Die   nordöstliche   Vorkette    des    mittleren   Mosor. 

Die  früher  erwähnte  Querfurche,  welche  den  Norclabhang  des 
Mittelmosor  in  zwei  Teile  scheidet,  setzt  sich  aus  mehreren  über- 
einanderfolgenden  Teilstücken  zusammen.  Am  Fuße  des  Mosor  dringt 
zunächst  eine  Nische  ins  Gehänge  ein,  an  die  sich  in  der  Mittelhöhe 
des  Gebirges  ein  Kar  anschließt;  letzteres  setzt  sich  nach  oben  in 
eine  Felsschlucht  fort,  in  deren  Verlängerung  eine  Muldenzone  liegt, 
die  bis  zum  Fuße  des  Gipfelkammes  reicht. 

Ober  den  Hütten  von  Tukic,  welche  an  der  Mündung  der  Quer- 
furche liegen,  trifft  man  40  —  45°  gegen  NNO  geneigte  Kalkschichten, 
welche  reich  an  jenen,  wahrscheinlich  auf  Nerineen  zu  beziehenden 
Fossildurchschnitten  sind,  die  auch  in  Supla  stina  nahe  dem  Fuße 
des  Gebirges  zahlreich  angetroffen  werden.  In  der  untersten  Ein- 
muldung des  Gehänges  passiert  man  ganz  ebene  Gesteinsflächen,  gegen 
SO  begrenzt  sich  diese  Mulde  durch  einen  Hügel,  der  sehr  sanftes 
nördliches  Einfallen,  zum  Teil  ganz  horizontale  Lagerung  erkennen 
läßt.  An  der  ihm  nordwärts  vorgelagerten  Kuppe  sieht  man  die 
Schichten  aus  der  schrägen  Stellung  in  die  flache  Lagerung  umbiegen. 
Auf  der  Westseite  der  Mulde  sieht  man  die  Kalkbänke  gleichsinnig 
mit  dem  Abhänge  fallen;  weiter  oben,  in  der  Umgebung  einer  kleinen 
Staja,  scheint  mehr  flache  Lagerung  vorzuherrschen.  Die  Rückseite 
der  Mulde  scheint  dem  vorhin  als  plioklin  bezeichneten  Gehängetypus 
zu  entsprechen. 

Durch  eine  zwischen  zwei  weit  vortretenden  Felsspornen  befind- 
liche Enge  steht  die  Mulde  hinter  Tukic  mit  einem  großen  höher 
gelegenen  Kare  in  Verbindung.  Der  östliche  Felssporn  scheint  aus 
mittelsteil  gegen  NNO  bis  0  einfallenden  Schichten  zu  bestehen. 
Betrachtet  man  den  Sporn  von  Westen,  so  könnte  man  geneigt  sein, 
die  steilen  Gesteinsfugen,  die  man  sieht,  für  Kluftlinien  zu  halten, 
da  die  Beschaffenheit  seiner  Kuppe  auf  flache  Lagerung  hindeutet. 
Es  scheint  jedoch,  daß  letztere  beim  Anblicke  von  West  nur  durch 
das  östliche  Einfallen  vorgetäuscht  wird.  Unterhalb  dieses  Felssporns 
befindet  sich  eine  natürliche  Zisterne  mit  klarem,  allerdings  von 
Amphibien  bewohntem  W7asser.  Etwas  weiter  unten  trifft  man  noch 
zwei  wasserführende  Spalten.  Bei  der  kleinen  Hütte  am  Eingange 
in  das  Kar  scheint  sanftes  NO-Fallen  vorzuherrschen,  soweit  hier  die 
Zerworfenheit  der  Felsen  eine  Beurteilung  der  Lagerung  gestattet. 

Beim  Aufstiege  durch  das  Kar  (dies  Wort  stets  nur  in  rein 
morphologischem  Sinne  genommen)  verquert  man  alsdann  eine  Zone 
von  steil  gestellten  Schichten.  Besonders  auf  der  Ostseite  des  Kares 
ist  das  sehr  steile  Einfallen  der  Kalkbänke  gegen  NNO  deutlich  zu 
erkennen.  Es  scheint  hier  auch  eine  Längsverwerfung  durchzuziehen. 
Weiter  oben  zeigt  die  Rückwand  des  Kares  das  typische  Bild  eines 
plioklinen  Abhanges.  Die  vielen  nassen  Streifen,  die  sich  hier  ein- 
stellen und  eine  reiche  Moosflora  bedingen,  scheinen  zum  Teil  nicht 
von  Schichtfugen,  sondern  von  dünnen,  zur  Schichtung  parallelen 
Fissuren  ihren  Ausgangspunkt  zu  nehmen.  Auf  der  Ostseite  des  Kares 
grenzt  sich  diese  feuchte,  mit  reicherer  Vegetation  versehene  Gesteins- 
zone nach   unten   durch   eine   überhängende  Wand  ab,   über  welcher 


[491  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  263 

zunächst  eine  steile,  mangelhaft  geschichtete  Felsmasse  folgt.  Ober 
diesem  moosigen  Abhänge,  an  welchem  das  Gestein  zum  Teil  breccien- 
artig  wird,  folgt  eine  wüste  Felsmulde. 

Ober  dieser  Mulde  öffnet  sich  eine  wilde  Schlucht,  die  zwischen 
dem  Jabukovac  und  dem  Lukovo  brdo  eingeschnitten  ist  und  in  die 
Einsenkung  hinaufführt,  welche  diese  beiden  Berge  vom  Mosorhaupt- 
kamm  trennt.  Am  Ostabhange  dieser  Schlucht  sind  die  Lagerungs- 
verhältnisse der  dort  befindlichen,  sehr  stark  zerklüfteten  Felsmassen 
ganz  unklar.  Dagegen  läßt  sich  auf  der  Westseite  der  Schlucht  ein 
35  —  40°  steiles  Einfallen  gegen  ONO  sehr  deutlich  konstatieren.  Man 
passiert  hier  sehr  umfangreiche  schräge  Felsflächen,  die  nach  der 
eben  genannten  Richtung  hin  geneigt  sind. 

Über  eine  Felsbarre  hinweg  gelangt  man  aus  dieser  düsteren 
Schlucht  in  eine  Muldenregion,  in  deren  Hintergrund  der  Gipfelkamm 
des  Mosor  sichtbar  wird.  Zur  Rechten  hat  man  jenen  Querriegel,  der 
vom  Jabukovac  zum  Fuße  der  Signalkuppe  hinüberführt,  zur  Linken 
verläuft  gleichfalls  ein  hoher  Wall,  der  den  östlichen  Nachbar  des 
Jabukovac,  den  Lukovo  brdo,  mit  dem  Fuße  des  östlichen  Nachbar- 
gipfels der  Signalkuppe  in  Verbindung  bringt.  Die  eben  erwähnte 
Felsbarre  scheint  einer  Schichtaufwölbung  zu  entsprechen.  Am  Fels- 
kopf ostwärts  von  dem  Sattel,  in  welchem  man  die  Barre  überschreitet, 
glaubt  man  den  Scheitel  eines  Faltenbogens  zu  erkennen,  wogegen 
am  Sattel  selbst  ein  Antiklinalauf  bruch  vorhanden  ist.  Man  sieht  hier 
die  Schichten  auf  der  Nordseite  gegen  ONO  und  auf  der  Südseite 
40°  steil  gegen  WSW  fallen. 

In  den  tiefsten  Teil  der  Muldenzone  sind  hintereinander  drei 
Dolinen  eingesenkt,  in  deren  Boden  Rasenflecken  liegen.  In  den  Fels- 
rücken zwischen  diesen  Dolinen  kann  man  sanftes  Einfallen  nach 
verschiedenen  Richtungen  hin  konstatieren ;  mehr  gegen  den  Mosor- 
kamm  hin  ist  steiles  Einfallen  gegen  NO  bis  NNO  vorhanden.  Zum 
Querrücken  unter  dem  Jabukovac  steigt  das  Terrain  wellig  und  mit 
mäßiger  mittlerer  Neigung  an.  In  seiner  Mitte  wölbt  sich  ein  kleiner 
Felsgrat  auf.  Die  Lagerungsverhältnisse  sind  hier  unklar.  Ostwärts 
von  den  drei  Dolinen  steigt  das  Terrain  sehr  steil  empor.  Die  Ver- 
bindung zwischen  dem  Lukovo  brdo  und  dem  Fuße  des  Mosorgipfels 
Ljubirna  wird  durch  zwei  Grate  hergestellt,  deren  Mittelstücke  als 
steile  Schrofen  aufragen  und  durch  einen  Quergrat  miteinander  in 
Verbindung  stehen. 

Von  den  beiden  so  zustande  kommenden  Einsenkungen  zwischen 
den  beiden  Graten  ist  die  nördliche,  welche  an  den  Lukovo  brdo 
grenzt,  eine  einzige  große  und  sehr  tiefe,  von  jähen  Wänden  umgebene 
Doline ;  in  der  südlichen,  welche  an  den  Fuß  der  Ljubirna  stößt, 
befinden  sich  dagegen  mehrere  kleinere  sehr  tiefe  Felstrichter. 

Der  kleine  Verbindungsgrat  zwischen  den  beiden  Schrofen  scheint 
einer  kleinen  domförmigen  Schichtaufwölbung'  zu  entsprechen.  Am 
westlichen  Grate  glaubt  man  steiles  NO-Fallen  der  Schichten  wahr- 
zunehmen, doch  schiene  es  nicht  ausgeschlossen,  daß  es  sich  um 
Klüftungen  in  einer  nicht  steil  stehenden  Schichtmasse  handelt.  Am 
östlichen  Grate  gewinnt  man  den  überzeugenden  Eindruck,  daß  etwa 
60°  steiles   nordöstliches  Fallen  vorhanden  ist.    Man   sieht   hier  jene 


264  Dr-  Fritz  v-  Kerner.  [50] 

Zackung  und  Sägezähnung  des  Grates,  deren  Fehlen  in  der  Gegend 
von  Ledenica  ein  starkes  Argument  gegen  die  vermeintliche  steile 
Schichtstellung  bildet.  Allerdings  ist  auch  im  Süden  des  Lukovo  brdo 
die  Steilstellung  mit  Dünnbankigkeit  kombiniert.  (Vergl.  Kapitel  VI, 
S.  46.)  Beim  Anblicke  des  Ostgrates  von  Norden  aus  hat  es  den  An- 
schein, als  wenn  in  dessen  mittlerem  Teile  steile  und  flache  Lagerung 
in  nächster  Nachbarschaft  vorhanden  wären.  Auf  der  dem  Mosor  zu- 
gekehrten Seite  des  Lukovo  brdo  fallen  die  Schichten  oberhalb  der 
großen  tiefen  Doline  zirka  20°  sanft  gegen  SSW  ein.  In  welcher  Weise 
das  Zusammentreffen  der  beiden  einander  entgegengesetzt  und  ver- 
schieden steil  einfallenden  Schichtkomplexe  sich  vollzieht,  ob  eine 
Umknickung  oder  eine  Verwerfung  vorliegt,  läßt  sich  nicht  erkennen. 

Südwärts  von  der  Muldenzone  mit  den  drei  Dolinen  zeigt  der 
Nordabhang  des  Hauptkammes  eine  Einbuchtung,  durch  welche  man 
ziemlich  leicht  auf  die  Kammlinie  hinaufgelangen  kann.  Während  weiter 
west-  und  ostwärts  steile,  schwer  passierbare  Felsgehänge  aufsteigen, 
zeigen  sich  in  jener  Einbuchtung  die  Felsmassen  vielfach  durch  Wiesen- 
flecken und  kleine  Trümmerhalden  unterbrochen.  Diese  Halden  sowie 
auch  die  anstehenden  Felsen  sind  reich  mit  Moos  überzogen  und  mit 
steifstämmigem  Gestrüpp  bewachsen,  während  die  Abhänge  zur  Rechten 
und  Linken  ziemlich  kahl  erscheinen. 

Etwas  östlich  von  dieser  Einbuchtung  des  Gehänges  befindet 
sich  die  Jama  sniega,  das  auf  der  Spezialkarte  angegebene  Schnee- 
loch. An  einem  steil  gegen  NNO  abstürzenden  Felshange  öffnet  sich 
ein  in  dieser  Richtung  in  die  Länge  gezogener  Schlund  von  3 — 4  m 
Breite,  dessen  Boden  steil  in  den  Berg  hinein  abfällt.  Zufolge  der 
entgegengesetzten  Neigung  der  Schlundöffnung  und  des  Bodens  ist  die 
senkrechte  Südwand  des  Schlundes  viel  höher  als  seine  Nordwand. 
Der  tief  unterhalb  des  Südrandes  gelegene  Nordrand  der  Schlund- 
öffnung mag  etwa  8  m  hoch  über  dem  oberen  Ende  des  Schlundbodens 
liegen.  Der  vertikale  Abstand  des  Südrandes  der  Öffnung  vom  Schlund- 
boden mag  hingegen  bei  30  m  betragen.  Unten  biegt  der  Felsschlauch 
gegen  NNW  um,  zugleich  wird  seine  bis  dahin  senkrechte  Südwand 
überhängend,  so  daß  eine  nach  oben  geschlossene  Nische  zustande 
kommt.  Die  Wände  derselben  sind  stark  ausgewaschen  und  geglättet 
und  von  ihrer  Decke  tropft  Wasser  ab. 

Zur  Zeit  meines  Besuches,  anfangs  Mai,  war  dieser  Felsschlund 
mit  einer  Schneemasse  erfüllt,  die  an  seiner  Nordwand  bis  etwa  5  m 
unterhalb  der  Schlundmündung  hinaufreichte  und  sich  nach  unten  bis 
in  die  von  Fels  überdachte  Nische  hinein  erstreckte,  welche  das 
blinde  Ende  des  Schlundes  darstellt.  Die  Schneemasse  endete  dort 
zungenförmig  bei  einigen  am  Nischenboden  liegenden  Felstrümmern. 
Die  Neigung  ihrer  Oberfläche  war  etwa  40°,  die  Dicke  der  Schnee- 
masse mag  kaum  mehr  als  2  m  betragen  haben;  sie  nahm  gegen 
unten  nicht  zu,  an  der  Stelle,  wo  der  Felsschlot  umbiegt,  betrug  sie 
etwa  1 — l1^  »*.  An  seinen  beiden  Längsseiten  zeigte  das  Schnee- 
lager scharfe,  freie,  schwarz  gefärbte  Ränder,  seine  Oberfläche  war 
dagegen  ziemlich  rein.  Der  Schnee  war  ziemlich  weich  und  von  einer 
härteren  Firnkruste  überzogen. 

Das  Persistieren  von  Schnee  in  diesem  Felsloche  zu  einer  Zeit, 


[51]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  265 

wann  derselbe  ringsum  längst  geschwunden  ist,  erscheint  darin  be- 
gründet, daß  hier  eine  lokale  starke  Schneeanhäufung  vor  Insolation 
ziemlich  geschützt  bleibt.  Verdunstung  und  Luftwärme  zehren,  sofern 
sie  sich  in  mäßigen  Grenzen  halten,  im  Vergleiche  zu  Sonnenschein 
und  Regen  den  Schnee  nur  langsam  auf.  Zur  Zeit  des  höchsten  Sonnen- 
standes, in  den  Mittagsstunden  der  Frühsommertage,  wird  allerdings 
ein  Teil  des  Schlundbodens  von  den  Sonnenstrahlen  getroffen.  Die 
Luftwärme  wird  auch  im  Sommer  innerhalb  des  Schlotes  nicht  hoch 
sein,  da  die  über  den  Felsflächen  der  Umgebung  erhitzte  Luft  auf- 
steigt und  keine  Tendenz  hat,  sich  mit  der  kühleren  Luft  im  Schnee- 
loche zu  vermischen.  Dagegen  wird  zum  Ersätze  der  bei  diesem 
Aufstiege  aus  dem  Schlote  mitgezogenen  Luft  relativ  kühle  Luft  aus 
den  Klüften  des  Berginnern  aspiriert  werden.  Die  Ausfüllung  des  Fels- 
schlundes zur  Winterszeit  wird  teils  durch  Einwehung  von  Schnee 
bei  Borastürmen,  teils,  und  zwar  größerenteils,  durch  Absturz  von 
Schneemassen  von  dem  sehr  steilen  Felshange  oberhalb  der  Schlund- 
Öffnung  erfolgen. 

Der  Lukovo  brdo  (ca  1050  m)  ist  eine  umfangreiche  Bergkuppe, 
deren  abgeflachte  Gipfelregion  ganz  dasselbe  Bild  darbietet,  welches 
man  auf  der  Nordseite  des  Gipfels  des  Jabukovac  zu  Gesicht  bekommt: 
ein  Gewirre  von  schmalen  Graten  und  zwischen  denselben  eingesenkten 
tiefen  Trichtern.  Die  Lagerung  ist  nicht  überall  erkennbar.  Man  sieht 
Stellen,  wo  die  Schichten  gegen  NO,  und  solche,  wo  sie  gegen  SW 
einfallen,  und  auch  solche  Stellen,  wo  man  fast  schwebende  Lagerung 
vermuten  möchte.  Auf  der  Südostseite  und  Nordostseite  des  Berges 
dachen  die  Schichtflächen  gleichsinnig  mit  dem  Gehänge  ab.  Spora- 
disch trifft  man  in  den  Kalken  des  Lukovo  brdo  Putzen  von  Hornstein. 
Gegen  Osten  fällt  die  Bergkuppe  zu  einem  Sattel  ab,  an  welchem 
der  Rücken  von  Orje  seinen  Ausgangspunkt  nimmt.  Auf  der  Nordseite 
des  Sattels  fallen  zu  beiden  Seiten  eines  mit  moosbedeckten  Trümmern 
erfüllten  Grabens  die  Schichten  35 — 40°  steil  gegen  NO.  Weiter 
unten  liegt  dem  Lukovo  brdo  eine  Terrasse  mit  wallartig  erhöhtem 
Rande  vor,  in  deren  Bereich  entschieden  flachwellige  Schichtlage 
vorhanden  ist.  Unterhalb  dieser  Terrasse  folgt  dann  ein  sehr  gleich- 
mäßig geneigtes  Gehänge,  an  das  sich  erst  in  der  untersten  Gebirgs- 
region  wieder  ein  mehr  coupiertes  Terrain  anschließt. 

Die  östliche  Fortsetzung  des  Lukovo  brdo  gestaltet  sich,  wie 
schon  an  früherer  Stelle  erwähnt  wurde,  zu  einer  selbständigen  Vor- 
kette des  Mosor,  da  sich  das  Terrain,  welches  den  Nordfuß  des 
Hauptkammes  begleitet,  gegen  SO  stark  senkt,  so  daß  in  die  süd- 
östliche Verlängerung  der  muldenreichen  Hochstufe  von  Ledenica  ein 
tiefes  Tal  zu  liegen  kommt,  das  bis  an  den  Fuß  des  Gebirgsstockes 
hinabreicht.  Es  ist  dies  der  einzige  Fall  von  Vorkettenbildung  auf 
der  Nordseite  des  Mosor  im  Gegensatze  zu  den  Verhältnissen  auf 
der  südlichen  Gebirgsseite,  wo  selbständige  Vorketten  eine  große 
Rolle  spielen. 

Gegen  NO  dacht  der  Rücken  des  Orje,  gleichwie  die  Vorstufe 
des  Lukovo  brdo,  welche  in  der  Verlängerung  dieses  Rückens  liegt, 
mit  einem  sehr  gleichförmigen  Gehänge  ab,  welches  so  in  Gegensatz 
tritt  zu  den  von  vielen   kleinen  Terrassen   unterbrochenen  Abhängen 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.)  35 


266  Dr«  Fritz  v-  Kemer.  [52] 

unter  dem  Lubljanski  doci  und  Jabukovac.  Zu  Füßen  dieses  Gehänges 
breitet  sich  ein  tief  gelegenes  hügel-  und  dolinenreiches,  gut  be- 
waldetes Terrain  aus,  jenseits  dessen  die  Bergmasse  des  Veliki  hum 
aufsteigt. 

Am  Wege  von  Cosic  zu  den  Hütten  von  Lutovia,  welche  am 
Fuße  des  Nordostabhanges  des  Orjerückens  liegen,  fallen  die  Schichten 
sanft  gegen  N,  unterhalb  Lutovia  auch  30°  gegen  NO.  Ober  Lutovia 
trifft  man  sehr  verworrene  Felsmassen  und  Blockwerke  mit  reicher 
Staudenvegetation.  Im  großen  und  ganzen  dürfte  hier  30°  NO-Fallen 
vorhanden  sein,  doch  kann  man  lokal  auch  SW- Fallen  konstatieren. 
Weiter  oben  scheint  eine  Abflachung  einzutreten,  der  dann  wieder 
deutliches  ONO-Fallen  folgt.  Die  von  vielen  Kuppen  und  Dolinen 
durchsetzte  Rückenfläche  des  Gebirges  begrenzt  sich  gegen  SW  mit 
einem  steil  erhöhten  gratförmigen  Rande.  An  der  Stelle,  wo  man  am 
Wege  von  Lutovia  nach  Vrutka  staje  diesen  Grat  überquert,  glaubt 
man  in  dem  gegen  NW  hin  benachbarten  Gratteile  den  Scheitel  eines 
Faltenbogens  wahrzunehmen.  Dieser  Grat  ist  jedoch  im  Gegensatze 
zu  jenen,  die  durch  solche  Bogenscheitel  gebildet  werden,  schwer 
passierbar,  so  daß  es  sich  wohl  um  ein  zerknittertes  Gewölbe  handeln 
dürfte.  Ostwärts  von  der  Stelle,  wo  man  den  Grat  oberhalb  Vrutka 
staje  traversiert,  sieht  man  auf  der  Rückenfläche  des  Gebirgszuges 
deutlich  sanftwellige  Schichtlage. 

Gegen  das  Tal  von  Vrutka  staje  fällt  der  Rücken  des  Orje  mit 
einem  sehr  steilen  Gehänge  ab ;  es  ist  eines  der  steilsten  im  ganzen 
Mosorgebiete.  Beim  Abstiege  über  dieses  Gehänge  sieht  man  zunächst 
viele  mit  demselben  gleichsinnig  und  gleich  steil  abfallende  Fels- 
flächen. Dessenungeachtet  hat  man  hier  doch  fast  den  Eindruck,  als 
wenn  ziemlich  sanftes  ONO-Fallen  vorhanden  wäre.  Es  kombiniert 
sich  hier  beinahe  scheinbare  Isoklinie  des  Gehänges  mit  Andeutungen 
von  Stufenbau.  Auf  dem  in  halber  Gehängehöhe  sich  hinziehenden, 
mit  Rasen  bewachsenen  Felsgesimse  glaubt  man  entschieden  mäßiges 
ONO-Fallen  wahrzunehmen.  Weiter  unten  scheinen  die  Kalkbänke 
gegen  SW  einzufallen.  Man  sieht  große  Felsplaques  am  Gehänge 
hinabziehen,  auch  einige  Rinnstreifen  und  Wasserbecken  sind  hier  zu 
bemerken.  Am  Fuße  des  Abhanges  trifft  man  bei  den  innersten  Alm- 
hütten ein  Terrain  mit  deutlich  20°  gegen  SW  einfallenden  Schichten. 
Von  hier  aus  fällt  beim  Anblicke  des  SW-Absturzes  des  Orjerückens 
das  vorerwähnte  Felsgesimse  als  eine  am  Gehänge  sanft  gegen  Osten 
abwärts  ziehende  Linie  auf.  Sie  scheidet  deutlich  eine  obere  Zone  des 
Gehänges,  in  welcher  man  Andeutungen  einer  jener  Linie  parallelen 
Streifung  wahrnimmt,  und  eine  untere  Zone,  welche  ganz  regellos  von 
Klüften  durchsetzt  erscheint.  Diese  Verhältnisse  deuten  darauf  hin,  daß 
der  Südabsturz  des  Orjerückens  einem  Längsdurchschnitte  durch  die 
Achsenregion  eines  unregelmäßig  verbogenen  Faltenkernes  entspricht. 

Der  Kalk  ist  auf  der  Route  Lutovia— Vrutka  staje  auf  der  Nord- 
seite des  Orjerückens  sehr  feinkörnig  bis  dicht,  auf  der  Südseite  mehr 
körnig;  an  verschiedenen  Stellen,  so  am  Grate  und  am  schmalen  Fels- 
gesimse sind  Breccien  zu  bemerken.  Bei  den  innersten  Hütten  der 
Vrutka-Alm  findet  man  eine  Breccie  aus  weißen  Kalktrümmern,  die  in 
eine  graugrüne  körnige  Grundmasse  eingebettet  sind. 


["531  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  267 

;  Im  Muldenterrain  in  der  Umgebung  der  Vrutka  staje  sind  die 
Schichten  flach  wellig  gelagert.  Die  Hügel  weiter  talaufwärts  bestehen 
aus  20 — 30°  gegen  Ost  geneigten  Schichten.  Alsdann  kommt  man  zu 
60°  steil  gegen  NO  einfallenden  Kalkbänken  und  weiterhin  zu  einer 
NNW—  SSO  streichenden  Zone  von  saigeren  Plattenkalken.  Dann  scheint 
es  fast,  als  ob  dieser  Plattenkalk  unmittelbar  an  30°  gegen  SSO  fallende 
Schichten  stoße,  beinahe  unter  sie  einfiele.  Weiter  oben  hat  man 
wieder  eine  Zone  von  dünnbankigem  Kalk,  der  45 — 50°  steil  gegen 
ONO  fällt.  Die  oberen  Hügel  im  Hintergrunde  des  Vrutkatales  scheinen 
aus  Schichten  zu  bestehen,  die  bei  30 — 35°  Neigung  zwischen  ONO 
und  SSO  schwankende  Einfallsrichtungen  besitzen.  Der  Kalk  ist  im 
obersten  Vrutkatale  teils  homogen,  dicht,  lichtgrau,  teils  zertrümmert 
und  mehr  oder  weniger  breccienartig.  In  der  Nähe  der  Plattenkalk- 
zone  sieht  man  auch    vereinzelte  Bänke  von  Dolomit. 

Am  oberen  Ende  des  gegen  den  Lukovo  brdo  hinaufziehenden 
Grabens,  welcher  von  der  Zone  der  Plattenkalke  durch  einen  Rückeu 
getrennt  ist,  trifft  man  auch  Kalke  mit  Hornstein  und  nahe  dabei  auch 
Breccien  aus  zum  Teil  sehr  fossilreichen  Rudistenkalkfragmenten.  Die 
Nordseite  dieses  Grabens,  welche  dem  Südabfalle  des  Anfangsteiles 
des  Orjerückens  entspricht,  wird  durch  sehr  zerklüftete  schroffe  Fels- 
abstürze gebildet,  an  denen  man  die  Lagerungsverhältnisse  nicht  er- 
kennt. Am  Grate  oben  fallen  die  Kalke  45 — 60°  steil  gegen  NNO, 
vorher,  noch  etwas  unterhalb  desselben  gegen  S.  Man  gewinnt  hier 
deutlich  den  Eindruck,  daß  man  sich  auf  dem  Scheitel  eines  Falten- 
bogens  befindet. 

Die  den  eben  erwähnten  Steilabstürzen  gegenüberstehende  Nord- 
ostseite des  Mosorgipfels  Ljubirna  ist  ein  hohes,  sehr  ödes  und  mono- 
tones Felsgehänge  aus  ziemlich  steil  gegen  NO  einfallenden  Schichten. 

Seinen  nordwestlichen  Abschluß  erhält  das  Tal  von  Vrutka  staje 
durch  den  östlichen  der  beiden  Grate,  welche  den  Fuß  der  Ljubirna 
mit  dem  Lukovo  brdo  verbinden.  Auf  der  Ostseite  dieses  Grates 
herrscht  30°  steiles  SO-  bis  SSO-Fallen  vor,  das  dann  auf  dem  Grate 
durch  60°  steiles  nordöstliches  Einfallen  ersetzt  wird. 

Unterhalb  der  Hütten  von  Vrutka  staje  senkt  sich  das  Terrain 
zum  Westende  eines  schmalen,  länglichen  Talbodens  hinab,  welcher 
die  Sohle  des  unteren  Vrutkatales  bildet.  Der  Bergzug  Orje  wendet 
sich  zirka  2l/2  km  südöstlich  von  seinem  Ausgangspunkte  gegen  Ost, 
um  sich  unter  sukzessiver  Absenkung  in  die  Dolinenlandschaft  von 
Okruglice  hinein  zu  verlieren.  Aus  seinem  Südfuße  entsendet  er  unter- 
halb jener  Wendungsstelle  einen  Rücken  gegen  SO.  Durch  diesen 
Rücken  wird  die  Sohle  des  unteren  Vrutkatales  vom  tief  gelegenen 
Dolac  Polje  abgesperrt,  dessen  Westende  in  den  Winkel  zwischen  diesem 
Rücken  und  dem  gegen  Ost  abgelenkten  Endstücke  des  Orjerückens 
zu  liegen  kommt.  Dieses  Endstück  führt  die  Bezeichnung  Kamena. 
Am  Nordfuße  dieses  Rückens  breitet  sich  ein  sehr  coupiertes,  reich 
bewaldetes  Terrain  aus,  in  dessen  östlichem  Teile  die  Hütten  von 
Osoje  liegen.  Auch  der  untere  Teil  der  Nordabhänge  des  Rückens 
zeigt  ein  ungemein  kompliziertes  Relief,  ein  wirres  Durcheinander 
von  kleinen  Rücken,  Kämmen,  Hügeln,  Gräben  und  Mulden.  An  den 
oberen  Nordabhängen  des  Kamena  sieht  man  am  Wege   von  Lutovia 

35* 


268  Hr.  Fritz  v.  Kerner.  [54] 

nach  Bravic  stellenweise  die  Schichten  deutlich  20—30°  gegen  ONO 
einfallen.  Dazwischen  liegen  Strecken  mit  fast  ungeschichteten  Fels- 
massen. Am  Wege  von  Osoje  nach  Bravic  beobachtet  man  zunächst 
sanftes,  im  Mittel  20°  betragendes  O-Fallen,  dann  40°  NNW-  bis 
N-Fallen.  Weiterhin  führt  der  Weg  zwischen  hohen  Hügeln  hin- 
durch, die  aus  sehr  schroffen  Felsmassen  bestehen,  in  denen  sich  die 
Lagerungsweise  nicht  entwirren  läßt.  Der  Hauptsache  nach  dürften 
die  Fallrichtungen  im  Quadranten  zwischen  N  und  0  liegen.  Dort,  wo 
man  das  östliche  Ende  des  Kamenarückens  überquert,  fallen  die  Kalke 
30°  gegen  SO  und  OSO.  Sie  enthalten  dort  Putzen  von  Hornstein. 

Da  Einlagerungen  von  Hornstein  auch  am  Jabukovac,  am  Lukovo 
brdo  und  Orje  von  mir  gefunden  wurden,  erscheint  das  Vorhandensein 
eines  Zuges  von  hornsteinführendem  Kreidekalk,  welcher  der  nörd- 
lichen Vorkette  des  Mosor  folgt,  nachgewiesen.  Die  Hornsteinknollen 
sind  hier  jedoch  überall  sehr  spärlich  und  die  Kalke,  welche  sie  ent- 
halten, heben  sich  noch  viel  weniger  durch  sonstige  Merkmale  von 
den  hornsteinfreien  Kalken  ab,  als  dies  bei  den  hornsteinreichen 
Kalken  der  Umgebung  von  Trau  der  Fall  ist.  Es  ist  nicht  anzunehmen, 
daß  am  Nordmosor  die  Kalke,  welche  Hornsteine  führen,  in  gleicher 
Weise  wie  die  hornsteinreichen  Kalke  bei  Trau  dem  tiefsten  Teil  des 
Kreidekalkkomplexes  angehören.  Da  sowohl  auf  der  Südseite  des 
Mosor,  als  auch  in  dem  nördlich  von  ihm  gelegenen  Berglande  von 
Radinje,  Dolomit  an  der  Basis  des  Rudistenkalkes  zu  Tage  tritt,  wäre 
es  sehr  unwahrscheinlich,  daß  in  der  dazwischen  liegenden  Region 
Hornsteinkalk  als  Vertreter  der  Cenomanstufe  erscheine.  Die  Lage- 
rungsverhältnisse sprechen  ganz  dagegen,  daß  in  der  nördlichen  Vor- 
kette des  Mosor  viel  tiefere  Schichten  als  in  anderen  Teilen  der 
Nordseite  des  Bergmassivs  vorhanden  seien.  Allerdings  entspricht 
diese  Vorkette  einem  unregelmäßigen  Faltensattel;  die  besonderen 
Strukturverhältnisse  an  der  Nordseite  des  Mosor  bedingen  es  aber, 
daß  hier  auf  der  Rückenfläche  eines  Bergzuges,  welcher  einer  Falte 
entspricht,  Schichten  anstehen,  die  eher  jünger,  denn  älter  als  jene 
sind,  welche  die  unteren  Abhänge  dieses  Bergzuges  aufbauen. 

Gegen  Süd  fällt  der  Rücken  des  Kamena  steil  gegen  den  west- 
lichsten Teil  des  Dolac  Polje  ab.  Am  Ahhange  ober  Bravic  fallen  die 
Schichten  zu  beiden  Seiten  des  Stufensteiges,  welcher  sich  dort 
zwischen  den  Felsen  hinaufwindet,  mittelsteil  gegen  SSO,  gegen  das 
Polje  zu  ein ;  weiter  ostwärts,  am  Wege  der  nach  Osoje  führt,  scheint 
das  Fallen  mäßig  steil  südlich  bis  südsüdwestlich  zu  sein.  Westwärts 
von  den  Hütten  von  Bravic  fällt  der  Kamena  bis  zum  Poljenrande 
steil  ab;  ostwärts  von  diesem  Dörfchen  liegt  dem  Steilhang  noch  ein 
flacheres  Terrain  vor,  das  durch  eine  schmale  Aussackung  des  Polje, 
welche  wieder  bis  zum  Fuß  des  Steilabhanges  eingreift,  in  zwei  Teile 
geschieden  wird. 

An  diesem  südlichen  Vorbaue  des  Kamena  trifft  man  grobe, 
ziemlich  lockere  Breccien,  welche  jenen  ähnlich  sind,  die  auf  der 
Südseite  des  mittleren  und  östlichen  Dolac  Polje  (Polje  von  Srijani 
und  Polje  von  Dolac  gornji)  zu  mächtiger  Entwicklung  gelangen.  Diese 
Breccien  beginnen  am  Poljenrande  westwärts  von  Bravic  und  reichen 
ostwärts  bis  in  die  Nähe  der  Hütten  ober  der  Kirche  von  Dolac  dolnji. 


[551  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  269 

In  der  Gegend  von  Bravic  ist  die  Zone  dieser  Gesteine  ziemlich  schmal ; 
ostwärts  von  der  erwähnten  Aussackung  des  Polje  reichen  sie  dagegen 
bis  zum  Fuße  des  Steilabhanges  des  Kamena  hinauf.  Ein  kleines 
isoliertes  Vorkommen  solcher  Breccien  befindet  sich  höher  oben  an 
der  östlichen  Abdachung  des  Kamena  unweit  der  früher  erwähnten 
Kalkfelsen  mit  Hornstein. 

Diese  Breccien  bestehen  zum  Teil  aus  großen,  ziemlich  locker 
zusammengekitteten  Kalkbrocken  und  sind  dann  an  der  grobhöckerigen 
Beschaffenheit  der  Felsoberflächen  schon  von  weitem  zu  erkennen. 
Daneben  gibt  es  auch  Gesteinspartien  aus  fest  zusammengefügten 
Trümmern,  bei  welchen  der  Brecciencharakter  erst  im  Bruche  sichtbar 
wird.  Diese  Breccien  werden  unmittelbar  von  jenen  Flyschschichten 
überlagert,  welche  das  Dolac  polje  ausfüllen.  Auf  der  gegenüber- 
liegenden Poljenseite,  bei  Simunic  und  Desisevic,  trifft  man  dagegen 
an  der  Grenze  zwischen  der  Flyschausiüllung  des  Polje  und  dem 
Rudistenkalke  der  Poljenumrahmung  eine  schmale  Zone  eines  mit 
Alveolinen  dicht  erfüllten  Kalkes. 

In  der  Gegend  des  heutigen  Dolac  Polje  haben  sich  demnach 
auch  zur  Mittel-  und  Obereozänzeit  marine  Sedimente  abgelagert. 
Dieselben  besitzen  jedoch  einen  ganz  anderen  Charakter  als  jene, 
welche  sich  einige  Kilometer  weiter  nordostwärts,  längs  des  rechten 
Ufers  der  Cetina,  erhalten  haben.  Letztere  zeigen  eine  Schichtfolge  und 
eine  Ausbildungsweise,  welche  sich  jener  in  den  Küstengebieten  zwischen 
Trau  und  Sebenico  nähert.  Es  folgt  dort  über  dem  Rudistenkalke 
zunächst  eine  die  Cosinaschichten  vertretende  Zone  von  fossilarmen, 
blaßgrauen  bis  rötlichen  Kalken,  dann  Milioliten-,  Alveolinen-  und 
Nummulitenkalk,  welch'  letzterer  vom  Knollenmergel  überlagert  wird. 
Bei  Dolac  geht  dagegen  der  Rudistenkalk  nach  oben  hin  in  Breccien 
über,  an  die  sich  eine  schmale  und  inkonstante  Zone  eines  stellen- 
weise dicht  mit  Alveolinen  erfüllten  Kalkes  anschließt,  über  welcher 
sogleich  der  Flysch  folgt.  Während  die  Tertiärablagerungen  am  rechten 
Ufer  der  mittleren  Getina  auf  eine  Meeresbedeckung  während  des 
größten  Teiles  der  Eozänzeit  hinweisen,  sind  die  Grenzschichten 
zwischen  Kreidekalk  und  Flysch  am  Fuße  des  Mosor  bei  Dolac  als 
randliche  Bildungen  aufzufassen.  Auf  der  Südseite  des  Mosor  sind 
zwischen  dem  bereits  zum  Obereozän  zu  rechnenden  Plattenkalke, 
welcher  das  Liegende  des  Flyschkomplexes  bildet,  und  dem  Rudisten- 
kalke gleichfalls  vorwiegend  Breccien  und  Konglomerate  eingeschaltet, 
die  eine  inkonstante  Begleitung  durch  schmale  Zonen  eines  Kalkes 
finden,  welcher  eine  spärliche  Mischfauna  verschiedener  eozäner 
Foraminiferensippen  aufweist.  Es  hat  demnach  einige  Wahrscheinlich- 
keit für  sich,  das  Fehlen  jedweder  Reste  von  marinen  Eozänkalken 
im  Bereiche  der  Nordseite  des  Mosor  nicht  ganz  auf  Rechnung  nach- 
träglicher Abtragung  zu  bringen,  sondern,  wenigstens  zum  Teil  auf 
gar  nicht  erfolgte  Ablagerung  zurückzuführen,  oder  mit  andern  Worten, 
anzunehmen,  daß  in  der  Gegend  des  heutigen  Mosor  die  nach  der 
yrotozänen  Festlandsperiode  in  Dalmatien  eingetretene  allgemeine 
Überflutung  keine  vollständige  war. 

Der  Westrand  des  Dolac  Polje  ist  in  hydrologischer  Beziehung 
wichtig,    weil   hier   das  Innere  des  Mosor   zeitweise  größere  Wasser- 


270  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [56] 

mengen  zugeführt  erhält.  Das  Westende  des  Polje  zwischen  Bravic 
und  Desisevic  bildet  den  tiefsten  Teil  desselben  und  es  sammeln  sich 
darum  hier  die  Niederschläge,  welche  in  der  Regenzeit  auf  den  un- 
durchlässigen Poljenboden  fallen.  Hierzu  kommen  die  Wassermengen, 
welche  die  im  Dolac  Polje  vorhandenen  Quellen  liefern  und  einen 
bereits  durch  Erdboden  hindurchgegangenen  Teil  der  Gesamtnieder- 
schläge des  Polje  darstellen.  Dicht  am  WTestrande  desselben  befinden 
sich  mehrere  Löcher,  welche  das  in  das  Dolac  Polje  gelangte  Regen- 
wasssr  wiederum  verschlucken  und  den  verborgenen  Tiefen  des  Mosor 
zuführen,  solange  das  Karstwasserniveau  tiefer  als  das  Polje  liegt. 
Nach  anhaltenden  Spätherbst-  und  Frühjahrsregen  wird  dagegen  der 
westliche  Teil  des  Polje  zeitweise  überschwemmt.  Auf  der  nordsüdlichen 
Teilstrecke  des  Poljenrandes  zwischen  Desisevic  und  Bravic  sieht  man 
zwei  kleine  Löcher  im  Kalkfels  unmittelbar  am  Poljenrande.  Der 
ilauptponor  befindet  sich  bei  Bravic  und  erscheint  als  ein  gegen  \0  tn 
tiefer,  an  seiner  Mündung  zirka  8  m  langer  und  einige  Meter  breiter 
Trichter  in  moosüberzogenem  Fels.  In  der  Nähe  ist  noch  ein  anderer, 
dem  vorigen  ähnlicher  Ponor  vorhanden. 

Westwärts  von  den  Hütten  von  Desisevic  trifft  man  noch  Alveo- 
linenkalk  am  Poljenrande,  anstehend  und  in  Trümmern,  daneben  auch 
Bruchstücke  von  körnigem  Rudistenkalk.  In  der  Gegend  der  beiden 
kleinen  Abzugslöcher  reicht  der  Rudistenkalk  bis  an  die  Ebene.  Das 
Einfallen  ist  hier  35°  NO.  Dann  folgt  bald  Breccienkalk  und  mehr 
lockere  Breccie,  jedoch  nur  die  zunächst  an  die  Ebene  anstoßenden 
Felsen  bildend.  Dahinter  trifft  man  homogenen  Rudistenkalk.  Das 
Einfallen  ist  hier,  soweit  es  erkennbar  ist,  steiler.  Auf  der  Nordseite 
des  westlichen  Poljenteiles  wird  die  Breccienzone  allmälig  breiter, 
um  dann,  wie  erwähnt,  jenseits  der  tiefen,  schmalen  nördlichen  Aus- 
sackung des  Polje  östlich  von  Bravic  fast  das  ganze  hügelige  Terrain 
am  Südfuße  des  Kameiia  aufzubauen. 


VIII.    Der  Kamm  des   mittleren  Mosor   und   die    obere 
Terrasse  auf  der  Südwestseite  desselben. 

Der  höchste  Teil  des  ganzen  Mosorgebirges  ist  der  zirka  5  km 
lange  Abschnitt  des  Hauptkammes  zwischen  dem  Plisevac  und  Luti 
kamen.  Es  erhebt  sich  dieser  Teil  noch  um  ein  Bedeutendes  über  die 
westlich  und  östlich  benachbarten  Abschnitte  des  Kammes  und  grenzt 
sich  gegen  dieselben  deutlich  ab.  Es  ist  ein  wüster  Felskamm,  der 
inmitten  einer  öden  Karstgebirgswelt,  dieselbe  weithin  beherrschend, 
aufragt.  Der  Gipfelkamin  des  Mosorgebirges  bildet,  wie  schon  erwähnt, 
nicht  die  direkte  Fortsetzung  des  Westmosorkammes.  Sein  Fußpunkt 
liegt  einige  hundert  Meter  nordostwärts  von  jener  Hügelkette,  in 
welche  der  Grat  des  Plisevac  gegen  SO  hin  ausläuft,  in  der  südöst- 
lichen Verlängerung  der  Längsmulde,  welche  sich  auf  der  Nordostseite 
des  Plisevac  hinzieht. 

Man  konstatiert  hier  gleich  ostwärts  vom  Wege,  welcher  von 
Rogosio  staje  nach  Mokrice  hinüberführt,  20°  nördliches  Einfallen  der 
Schichten.  Von  da  steigt  ein  schroffer,  zum  Teil  sehr  stark  zerklüfteter 


["571  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  27  I 

Grat  zur  Höhe  des  Gipfelkammes  empor.  An  diesem  Grate  ist  gleich- 
falls nördliches  und  nordnordwestliches  EinfalLen  zu  erkennen.  Oben, 
am  westlichen  Ende  des  Gipfelkammes  glaubt  man  45  —  60°  steiles 
Einfallen  gegen  NO  wahrzunehmen;  es  scheint  sich  aber  um  Klüftung 
in  einer  nicht  steil  gelagerten  Schichtmasse  zu  handeln. 

Diesem  westlichen  Ende  des  Gipfelkammes  liegt  nordwärts  der 
mächtige  Felskegel  Lubljan  (1261  m)  vor.  Es  ist  dies  eine  weithin 
sichtbare  Bergspitze,  die  besonders  beim  Anblick  des  Mosorgebirges 
von  Nordwesten  sehr  in  die  Augen  fällt.  Von  hier  aus  erscheint  der 
Lubljan  als  ein  auf  der  Rückenfläche  des  Mosor  vor  dem  Nordwest- 
ende des  Gipfelgrates  ziemlich  isoliert  aufragender,  oben  abgerundeter 
Kegel.  Beim  Anblick  von  Süden  her  kann  der  Berg  keine  solche 
Selbständigkeit  vortäuschen,  da  die  Scharte,  die  ihn  vom  Westende 
des  Gipfelkammes  trennt,  nicht  tief  eingeschnitten  ist.  Vom  westlichen 
Abfallgrate  des  letzteren  zweigt  gegen  N  ein  Felskamm  ab,  der  in 
einer  sehr  schroff  aufsteigenden  Spitze  gipfelt.  Die  Einsenkung  zwischen 
diesem  Kamme  und  dem  Lubljan  wird  durch  einen  steilen  Querwall 
in  eine  rings  umschlossene  Mulde  und  in  einen  nach  Nord  sich 
öffnenden  Graben  abgeteilt.  Der  letztere  vereinigt  sich  mit  einem 
zweiten  Graben,  welcher  von  dem  Sattel  zwischen  Lubljan  und  Dusna 
nach  West  hinabstreicht.  In  der  Gegend,  wo  diese  Vereinigung  statt- 
findet, tritt  an  den  Rändern  zweier  vertiefter  Rasenflecke  etwas  Dolomit 
zutage.  Das  Terrain  westwärts  des  Lubljan  präsentiert  sich  als  eine 
sehr  wüste  Felslandschaft,  in  der  die  Lagerungsverhältnisse  nicht 
erkennbar  sind.  Auch  über  die  Struktur  des  Lubljan  kann  man  sich 
beim  Anblick  des  Berges  von  Westen  kein  bestimmtes  Urteil  bilden. 
Man  sieht  wohl  Andeutungen  eines  Faltenbogens,  doch  kein  nur  einiger- 
maßen klares  tektonisches  Bild.  Am  Nordwestfuße  und  an  dem  zum 
Teil  mit  Schutt  bedeckten  Nordabhange  des  Lubljan  fallen  die  Schichten 
40—45°  steil  gegen  Nord. 

Am  Gipfel  des  Lubljan  trifft  man  völlig  horizontale  Lagerung 
an;  man  sieht  sehr  schön,  wie  sich  die  Kalkbänke  am  Nordrande 
der  Gipfelkuppe  gegen  Nord  hinabbiegen.  Der  westliche  Teil  des 
Gipfelkammes,  die  Javorska  (1272  m),  scheint  einem  großen  Falten- 
bogen zu  entsprechen.  An  ihrer  Nordostseite  dachen  die  Schichten 
steil  gegen  die  von  großen  Felstrichtern  erfüllte  Muldenzone  ab, 
welche  sich  oberhalb  des  Lubljanski  doci  hinzieht.  Auf  der  Südwest- 
seite des  Kammes  sieht  man  die  Schichten  ebenfalls  gleichsinnig  mit 
dem  Gehänge  einfallen.  Ostwärts  von  der  Javorska  steigt  der  Kamm 
allmälig  bis  gegen  1325  m  an  und  verharrt  dann  eine  etwa  1  km 
lange  Strecke  in  ungefähr  dieser  Höhe.  Der  Punkt,  auf  welchem  das 
Triangulierungszeichen  steht,  ist  zu  1330  m  bestimmt  worden  und 
befindet  sich  nahe  dem  östlichen  Ende  dieser  Strecke. 

An  diesem  mittleren  Teile  des  Gipfelkammes  kann  man  deutlich 
sehen,  daß  er  einer  Falte  mit  Dornstruktur  entspricht.  Am  Gipfel  mit 
der  zerfallenen  Steinpyramide  ist  horizontale  Schichtlage  stellenweise 
mit  Bestimmtheit,  zu  erkennen  und  an  anderen  Stellen  wenigstens 
angedeutet.  Der  Übergang  in  das  steile  SW-Fallen  am  südwestlichen 
und  in  das  steile  NO-Fallen  am  nordöstlichen  Abhänge,  vollzieht  sich 
rasch   und   man   hat   beiderseits  weit  mehr  den   Eindruck,    daß   eine 


272  Dr.  Fritz  v.  Kerner.  [58] 

scharfe  Umbiegung,  als  daß  eine  Knickung  vorhanden  ist.  Die  Zone 
flacher  Schichtlage  ist  sehr  jschmal,  auf  die  Kanimlinie  beschränkt. 
Es  handelt  sich  sonach  um  einen  ganz  eigenartigen  Faltentypus,  um 
eine  Bogenfalte  mit  einer  in  ihrer  Breite  auf  ein  Minimum  reduzierten 
Scheitelregion. 

Am  Südabhange  der  mittleren^Partie  des  Gipfelkammes  kommt 
jener  Gehängetypus  zu  großartiger  Entwicklung,  welcher  bei  Gelegen- 
heit der  Besprechung  der  am  Nordmosor  vorherrschenden  Gehänge- 
form als  Isoklinie  bezeichnet  wurde,  das  Koinzidieren  von  Schicht-  und 
Gehängeneigung.  Man  sieht  den  Bergabhang  auf  weite  Strecken  hin 
durch  riesige  Felsflächen  gebildet,  die  zugleich  Schichtflächen  sind. 
Von  der  Ferne  aus  gesehen,  erscheinen  die  so  beschaffenen  Gehänge- 
teile als  lichte  große  Flecke,  da  hier  die  vielen  starken  Unebenheiten 
fehlen,  die  bei  jedem  beliebigen  Sonnenstande  stets  die  Beschattung 
einer  Anzahl  kleiner  Oberflächenteile  bedingen  und  dann  beim  Anblick 
aus  der  Ferne  —  infolge  gleichmäßiger  Durchmischung  mit  besonnten 
Stellen  —  einen  dunkleren  Gesamtton  der  Felsmassen  veranlassen. 
Diese  riesigen,  bei  entsprechender  Beleuchtung  förmlich  glänzenden 
Felsflächen  bilden  ein  Charakteristikon  der  Abhänge  des  Mosorkammes 
und  treten  auf  der  Südseite  seines  Mittelstückes  am  auffallendsten 
in  Erscheinung.  Der  An-  und  Abstieg  über  solche  Isoklinalgehänge 
gestaltet  sich  nicht  leicht.  Mein  direkter  Aufstieg  zur  Mosorpyramide 
vom  Rücken  zwischen  den  beiden  Sipacmulden  aus  gestaltete  sich  zu 
einer  etwas  beschwerlichen  Kletterei;  weiter  links,  hinter  der  west- 
lichen Sipacmulde  kann  man  dagegen  auf  einer  von  mir  zum  Abstiege 
gewählten  Route  den  Aufstieg  ohne  besondere  Mühe  ausführen.  West- 
wärts vonjjda  sind  am  Gehänge  aber  wieder  sehr  ausgedehnte  Fels- 
schichtflächen wahrzunehmen.  Die  steilen  Nordabhänge  des  Pyramiden- 
grates sind  gleichfalls  zur  Begehung  wenig  einladend. 

Von  der  Stelle  mit  der  Triangulationspyramide  senkt  sich  der 
Kamm  allmälig  zu  einer  Einsattlung  hinab,  die  etwa  1275  m  hoch 
liegt.  Diese  ist  von  Norden  her  durch  eine  breite,  wenig  felsige  Rinne 
des  Gehänges  unschwer  zugänglich.  Der  Kontrast  des  mit  Mo  3  und 
Rasen  bewachsenen  Nordabhanges  gegen  den  kahlen  wüsten  Süddbhang 
ist  hier  sehr  auffällig.  Dieser  Sattel  entspricht  ebenfalls  dem  Scheitel 
eines  scharfen  Faltenbogens. 

Südostwärts  von  diesem  Sattel  steigt  die  Kammlinie  wieder  an, 
um  endlich  in  der  Ljubirna  ihren  Kulminationspunkt  zu  erreichen. 
Nach  der  Spezialkarte  ist  dieser  Gipfel  noch  um  10  m  höher  als  jene 
Stelle  des  Grates,  auf  welcher  die  Triangulationspyramide  steht.  Die 
Ljubirna  besteht  aus  zwei  durch  eine  enge  Scharte  getrennten,  nahezu 
gleich  hohen  Kammstücken.  Auf  dem  westlichen  konnte  ich  horizontale 
Schichtlage  erkennen.  Weiter  ostwärts,  gegen  die  Scharte  zu,  schien 
es  mir,  als  wenn  der  Kamm  noch  aus  gegen  SW  einfallenden  Schichten 
bestünde.  Auf  der  östlichen  Ljubirna  sah  ich  hauptsächlich  kleine 
Felsriffchen,  aber  auch  mehrere,  auf  horizontale  oder  flachwölbige 
Lagerung  hindeutende  Felsplaques.  Die  Aussicht,  welche  sich  vom 
Grate  mit  der  Steinpyramide  und  vom  Ljubirnagipfel  aus  darbietet, 
wirkt  durch  die  Weite  ihres  Umkreises  überwältigend.  Gegen  Westen 
sieht   man  das   rebenreiche  Gelände   von  Spalato   in  der   Ferne   tief 


|"59]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  273 

unter  sich.  Gegen  Südwesten  und  Süden  schweift  der  Blick  über  die 
dem  Beschauer  zu  Füßen  liegenden  Vorketten  und  Vorstufen  des 
Mosor  auf  die  mitteldalmatische  Inselwelt  mit  ihren  langgezogenen 
Rücken  und  darüber  hinaus  auf  das  adriatische  Meer.  Im  Südosten 
erhebt  sich  hinter  dem  im  Vordergrunde  steil  aufragenden  Grat  des 
Kozik  der  mächtige  Biokovo.  Gegen  Nordost  erblickt  man  jenseits 
öder  Karstlandschaften  die  Ebene  der  Cetina  und  den  Kamm  des 
Prolog,  hinter  welchem  die  zum  Teil  mit  Schnee  bedeckten  Gipfel 
der  bosnischen  Gebirge  sichtbar  werden.  Nordwärts  streift  das  Auge 
über  die  Höhen  der  Svilaja,  nordwestwärts  über  das  Hügelgewirre 
der  Zagorje. 

Von  der  Ljubirna  senkt  sich  der  Kamm  ziemlich  rasch  zur  tiefen 
Einsattlung  des  Luti  kamen,  welche  die  Grenze  zwischen  dem  mittleren 
und  östlichen  Mosor  darstellt.  Auf  diesem  Gebirgspässe  (1089  m)  stößt 
man  auf  einen  völlig  unerwarteten  geologischen  Befund.  Man  trifft 
hier  einen  lichten  Kalk  mit  sehr  vielen  Alveolinen  und  Nummuliten. 
Erstere  heben  sich  in  Längs-  und  Querdurchschnitten  rein  weiß  vom 
Blaßgelb  des  Gesteines  ab,  letztere  erscheinen  als  graue  Auswitterungen. 
Dieses  äußerst  merkwürdige  Vorkommen  von  Alveolinen  und  Nummu- 
liten ist  auf  die  Stelle,  wo  der  Pfad  von  Sitno  nach  Dolac  den  Sattel 
überschreitet  und  auf  die  nächste  Umgebung  dieser  Stelle  beschränkt. 
Die  Felsriffe,  welche  die  östliche  Fortsetzung  der  Felsen  am  Paß- 
übergange bilden,  sind  ein  fossilleerer  weißer  Kalk.  Steigt  man  west- 
wärts am  Grate  hinauf,  so  sieht  man  die  Alveolinen  ebenfalls  schon 
bald  im  Gestein  verschwinden.  Die  Felsen  zeigen  hier  an  einer 
Stelle  quer  zur  Streichungsrichtung  des  Kammes  eine  Trennungs- 
linie, die  wohl  einer  Verwerfung  entsprechen  kann.  Am  Nordabhang 
des  Luti  kamen  hinab  konstatiert  man  einen  fossilleeren  rein  weißen 
Kalk,  dann  einen  schmutzig  gelblichen,  welcher  zum  Teil  Partien  des 
ersteren  umschließt,  zum  Teil  auch  Andeutungen  von  plattiger  Ab- 
sonderung zeigt.  Auch  Breccienkalke  treten  hier  stellenweise  auf. 
Alveolinen  und  Nummuliten  fehlen  aber.  Am  Südabhang  des  Passes 
trifft  man  Kreidekalk  mit  Splittern  von  Rudistenschalen  und  feste 
Breccien  aus  lichtgrauen,  weißen  und  gelblichen  Fragmenten.  Da  die 
Felsen  am  Luti  kamen,  welche  Alveolinen  und  Nummuliten  enthalten, 
reich  an  diesen  Resten  sind,  deutet  das  plötzliche  Fehlen  dieser  so 
charakteristischen  Foraminiferen  im  Umkreise  des  Sattels  darauf  hin, 
daß  in  der  Tat  nur  die  unmittelbare  Umgebung  des  Paßüberganges, 
somit  ein  räumlich  sehr  beschränktes  Terrain  dem  Tertiär  zugehört, 
ein  Umstand,  der  das  Vorkommen  noch  seltsamer  erscheinen  läßt. 
Die  Lagerung  ist  am  Luti  kamen  ziemlich  unklar.  Es  muß  auch  hier 
eine  Antiklinale  vorliegen,  da  man  an  den  Südabhängen  mit  Bestimmt- 
heit südliches,  an  den  Nordabhängen  sicher  nördliches  Schichtfallen 
konstatieren  kann.  Eine  scharfe,  aber  bruchlose  Umbiegung  der 
Schichten  an  der  Kammlinie,  wie  sie  stellenweise  am  weiter  westlich 
gelegenen  Teile  des  Kammes  erkennbar  ist,  läßt  sich  nicht  feststellen. 
Am  Sattel  könnte  noch  südliches  Einfallen  herrschen.  Allem  Anscheine 
nach  sind  lokale  Störungen  vorhanden. 

Das  Vorkommen  eines  isolierten  Restes  von  tertiärem  Kalk 
inmitten  des    Kreidekalkgebietes    des   Mosor   ist   äußerst  interessant. 

Jahrbuch  d.  k.  k.  geol.  Reichsanstalt,  1904,  54.  Band,  2.  Heft.  (F.  v.  Kerner.)        36 


274  D*-  ^ritz  v-  Kerner.  [ljO| 

Es  wurde  an  früherer  Stelle  hervorgehoben,  daß  die  an  den  Rändern 
des  Mosorgebirges  zu  beobachtende  Vertretung  der  für  Dalmatien 
normalen  eozänen  Schichtfolge  durch  eine  mit  Breccien  und  Kon- 
glomeraten innig  verbundene  inkonstante  Kalkbildung  von  geringer 
Mächtigkeit  und  sehr  ungleichmäßiger  Fossilführung,  sowie  das  auf 
weite  Strecken  anhaltende  Fehlen  von  eozänen  Kalken  in  den  klasti- 
schen Ablagerungen  des  Mosor  darauf  hinweisen,  daß  das  Gebiet, 
welches  jetzt  von  diesem  Gebirge  eingenommen  wird,  beim  Vordringen 
des  Meeres  nach  der  Protozänzeit  nicht  vollständig  überflutet  wurde. 
Man  hätte  auf  Grund  dieser  Verhältnisse  annehmen  können,  daß  das 
Fehlen  eozäner  Kalke  am  Mosor  allerorts  auf  nicht  erfolgte  Ab- 
lagerung zurückzuführen  sei.  Der  Befund  am  Luti  kamen  zeigt,  daß 
das  nicht  berechtigt  gewesen  wäre,  daß  das  Fehlen  eozäner  Kalke 
am  Mosor  stellenweise  auch  auf  nachträglicher  Abtragung  beruhen 
kann.  Denn  der  Tertiärrest  am  Luti  kamen  muß  entweder  mit  den 
Eozänablagerungen  bei  Dolac  am  Nordfuße  des  Mosor  oder  mit  jenen 
bei  Dubrava  auf  der  Südseite  des  Berges  oder  mit  beiden  in  Zu- 
sammenhang gestanden  sein.  Es  ist  nicht  unwahrscheinlich,  daß  der 
Tertiärrest  am  Luti  kamen  seine  Erhaltung  einem  Einbrüche  verdankt, 
mit  welchem  zugleich  die  Depression  der  Kammlinie  in  jener  Region 
in  Beziehung  stehen  könnte. 

Ich  war,  als  ich  auf  Grund  der  an  den  Südabhängen  des  Mosor 
gemachten  Beobachtungen  die  Ansicht  aussprach,  daß  am  Mosor  zur 
mittleren  Eozänzeit  für  Dalmatien  abnormale  physische  Verhältnisse 
bestanden,  so  vorsichtig,  nur  von  „sehr  seichten  Meeresstellen  und 
wohl  auch  flachen  Inseln"  zu  sprechen  (Verhdl.  d.  k.  k.  geol.  R.-A.  1902, 
pag.  422).  Rechnet  man  mit  einer  solchen  teilweisen  Überflutung  des 
Gebietes,  so  wird  allerdings  das  Vorkommen  von  brackischem  Mittel- 
eozän gerade  am  Luti  kamen  am  wenigsten  unbegreiflich  sein.  Er 
liegt  gerade  in  der  Mitte  zwischen  jenen  Stellen,  an  welchen  sowohl 
die  nord-  als  südwärts  vom  Mosorkamme  vorhandenen  mitteleozänen 
Ablagerungen  demselben  am  meisten  nahe  kommen.  War  irgendwo 
die  Verbindung  zwischen  dem  Meere  auf  der  Nord-  und  Südseite  des 
Mosor  in  keinem  Abschnitte  der  Mitteleozänzeit  ganz  unterbrochen, 
so  ist  es  aus  den  eben  angeführten  Gründen  am  nächstliegenden,  daß 
dies  zwischen  Dolac  dolnji  und  Dubrava  der  Fall  war. 

Es  würde  dann  am  Mosor  das  heutige  Relief  zu  dem  alttertiären 
nicht  nur  insofern  Bezug  haben,  daß  dort,  wo  heute  ein  das  ganze  um- 
liegende Gebiet  beherrschendes  Gebirge  aufragt,  zu  einer  Zeit,  da  jenes 
umliegende  Gebiet  noch  überflutet  war,  schon  Land  vorhanden  war, 
sondern  sogar  eine  nähere  Beziehung  zu  erkennen  sein,  indem  die  beiden 
durch  ein  Depressionsgebiet  getrennten  Erhebungszentren  des  Gebirges 
(mit  den  Kulminationspunkten  Ljubirna  1340  m  und  Kozik  1319  m) 
zweien  durch  einen  Meereskanal  getrennten  Inseln  der  Mitteleozänzeit 
entsprechen  würden.  Es  kann  dabei  der  tiefste  Teil  der  Kamm- 
depression, der  Luti  kamen,  doch  noch  —  wie  oben  als  wahrscheinlich 
hingestellt  wurde  —  mit  einem  späteren  Einbrüche  im  Bereiche  des  schon 
emporgestauten  Gebirges  im  Zusammenhange  stehen.  Das  südostwärts 
von  der  Meeresstraße  des  Luti  kamen  nicht  überflutet  gewesene  Terrain 
müßte  man  sich  als  einen  sehr  schmalen  Inselzug  vorstellen 


[61]  Geologische  Beschreibung  der  Mosor  planina.  275 

Es  ist  nicht  ausgeschlossen,  daß  eine  sehr  genaue  Durchforschung 
des  Mosor,  auf  welche  viel  mehr  Zeit  verwendet  würde  als  auf  jene, 
welche  ich  durchführte,  noch  weitere  kleine  Tertiärreste  in  den  Hoch- 
regionen des  Gebirges  aufdecken  könnte.  Wahrscheinlich  ist  es  bei 
der  Dichte  des  von  mir  über  dieses  schwer  zu  begehende  Gebirge 
gelegten  Routennetzes  allerdings  nicht.  Aber  selbst  solche  neue  Funde 
könnten  nur  zur  Annahme  mehrerer  seichter,  sich  kreuzender  Meeres- 
kanäle und  mehrerer  durch  sie  getrennter  Inselchen  führen,  das 
im  vorigen  erörterte  paläogeographische  Hauptresultat  jedoch  nicht 
alterieren. 

Auf  jeden  Fall  müßte  der  Nachweis  von  anstehenden  Partien 
eozänen  Kalkes  geliefert  werden,  denn  dem  gelegentlichen  Vorkommen 
vereinzelter  loser  Trümmer  von  Alveolinen-  und  Nummulitenkalk  in- 
mitten von  Rudistenkalkterrains  fernab  von  den  nächsten  Tertiär- 
strichen  liegt  nämlich  eine  ganz  ungeologische  Ursache  zugrunde. 
Es  pflegen  die  Landleute,  wenn  sich  das  Gleichgewicht  der  auf  die 
beiden  Seiten  eines  Tragtieres  zu  verteilenden  Lasten  nicht  leicht 
erzielen  läßt,  durch  Hinzubinden  eines  Gesteinstrummes  auf  die  weniger 
beschwerte  Seite  den  Gewichtsausgleich  herzustellen  und  dann  dieses 
Gesteinstrumm,  sobald  es  seinen  Zweck  erfüllt  hat,  wegzuwerfen,  völlig 
unbekümmert  darum,  ob  sie  sich  noch  in  demselben  geologischen  Hori- 
zont befinden,  in  welchem  sie  den  Stein  aufhoben,  oder  nicht.  Dem 
später  kommenden  Geologen  wird  im  letzteren  Falle  —  sofern  er 
ohne  Kenntnis  dieser  Art  von  Gesteinsverschleppung  ist  —  unnützes 
Kopfzerbrechen  aufgenötigt. 

Zu  Füßen  des  Südabhanges  des  mittleren  Mosorkammes  breitet 
sich  die  große  Gebirgsterrasse  von  Mokrice  und  Sipac  aus.  Dieselbe 
bildet  die  östliche  erhöhte  Fortsetzung  der  Kovacevicterrasse,  welche 
dem  Kamme  des  Westmosor  im  Süden  vorliegt.  In  ihrem  westlichen 
Teile  ungefähr  1  km  breit,  verschmälert  sie  sich  gegen  SO  hin  all- 
mälig  auf  die  Hälfte  dieser  Breite  und  endet  dann  mit  einem  gegen 
SO  gekehrten  Steilrande  am  Fuße  des  Ljubirnagipfels.  Die  Region 
von  Mokrice  und  Sipac  entspricht  noch  weniger,  als  es  die  schmalen 
Stufen  auf  der  Nordseite  des  Mosor  tun,  dem  engeren  Begriffe  einer 
Bergterrasse.  Sie  ist  ein  äußerst  kompliziert  gestaltetes  Terrain  mit 
vielen  Rücken  und  mehr  oder  weniger  isolierten  Hügeln  und  dazwischen 
eingesenkten  großen  und  kleinen  tiefen  Mulden.  Der  Umstand,  daß 
die  Durchschnittshöhe  der  Basislinie  des  Mosorkammes  mit  der  mitt- 
leren Erhebung  der  südwestlichen,  durch  einen  Steilrand  dargestellten 
Grenze  des  Terrains  beiläufig  übereinstimmt,  gestattet  aber,  von 
einer  Gebirgsterrasse  im  weiteren  Sinne  des  Wortes  zu  sprechen. 
Die  Terrasse  am  Südfuße  des  mittleren  Mosorkammes  gliedert  sich 
in  einen  tiefer  gelegenen  westlichen  und  in  einen  höheren  östlichen 
Abschnitt,  die  beide  durch  einen  gegen  NW  geneigten  Abhang  von 
einander  geschieden  sind.  Im  ersteren  Teile,  dem  der  Flurname 
Mokrice  zufällt,  liegen  die  ärmlichen  Almhütten  von  Vickov  staje, 
Mandir  staje  und  Smoljane  staje ;  letztere